第三章 地面和大气中的辐射过程(3)

4.2 地面有效辐射的时空分布 （1）日变化 由于有效辐射是随温度的增大而增大，随湿度 和云量的增大而减小 但是 当气温增加时 绝对 和云量的增大而减小。但是，当气温增加时，绝对 湿度也要加大，这两者对于有效辐射有相反的作用， 所以有效辐射的时空变化 实际上是很小的 所以有效辐射的时空变化，实际上是很小的。 无云天空时的有效辐射日变化规律较为简单， 无 天 时的有效辐射日变化规律较为简单 正午前后的有效辐射为最大，日出前为最小，夜间 有效辐射单调 减少 有效辐射单调地减少。
A: 裸地
B：草地
图 3.52 地表辐射平衡各分量的日变化
（北京昌平 北京昌平2005年5月31日 日）
（2）季节变化 有效辐射的季节变化一般来说冬季各月份较 有效辐射的季节变化 般来说冬季各月份较 小，夏季各月份较大。季节变化主要是与下垫面 的温度变化有关 但是实际有效辐射 由于云的 的温度变化有关。但是实际有效辐射，由于云的 影响，季节变化是很复杂的。 秦岭以南及东南沿海地区，有效辐射量全年 分布比较均匀，月际变化不大，最大值出现在秋 季，最小值出现在春季，这一地区对全国而言， 水汽供应丰富，降水量多，故是全国有效辐射量 最小区。
比辐射率的计算 比辐射率的影响因素很多，对它的计算与 测量至今尚未找到完善的数值解法和模型 测量至今尚未找到完善的数值解法和模型。 1）根据可见光和近红外光谱信息来估计； ）根据可见光和近红外光谱信息来估计 2）根据热红外光谱仪里最小比辐射率与最大比辐射 率之差的统计关系来确定； 3）在假定比辐射率不变或与温度无关的热红外波谱 指数不变的条件下，利用多时相数据来确定。 4）Monte-Carlo模型
R L 0 f (Ta , ed , s / n )
翁笃鸣等利用辐射、探空资料拟合了大气逆辐射的 翁笃鸣等利 辐射 探空资料拟合 大气逆辐射的 计算公式： 式中n为云量。 赵文广等得出北京地区大气逆辐射的经验式：
RL Ta4 0.536 0.128 ln( l (1 ed )(1 0.145n 2 )
比辐射率的测量 1）主动法 根据比辐射率与反射率的关系（基尔霍夫定 律，ε=1-α）通过测量方向-半球反照率（2л 空间各方向上二向反射率的半球积分值）来测比 辐射率。如co2激光作为主动辐射源远距离测定， 以避开自身发射的干扰．
２）被动法 运用黑体辐射公式，通过测定目标表面温度和 热辐射 求得比辐射率 此法测得值中包含自身发 热辐射，求得比辐射率。此法测得值中包含自身发 射、环境辐射以及反射部分，很难将其区分。如 “双温度法”根据不同温度下的比辐射率基本不变 双温度法 根据不同温度下的比辐射率基本不变 的前提，通过测“白天”与“黑夜”两个不同温度 条件下的观测数据来求算比辐射率 此法对岩石和 条件下的观测数据来求算比辐射率，此法对岩石和 干土壤有效，但不适合含水量变化的目标，如黑体 筒测定法等。 筒测定法等 ３）主动＋被动法 用“双通道双温度法”测温，用主动法测量 二向性反射分布函数ＢＲＤＦ，再改变环境辐照 度将两者分开。
表3.10 3 10 各种常用物质的比辐射率
自然界的真实物体并不是朗伯体，其表面辐射亮 度与出射方向是有关的。温度不具有方向性，物体热 辐射的方向性主要由比辐射率的方向性引起的。
图3.49 3 49 电解质比辐射率的角分布
比辐射率的方向性除与物体本身性质有关，还 受表面粗糙度的影响 实验证明 随着粗糙度增加 受表面粗糙度的影响。实验证明：随着粗糙度增加， 比辐射率随观测角度变化要小些。
陈荣芬等（1984）拟合出计算我国新疆地面 有效辐射的经验公式： 有效辐射的经验公式
F Ts4 (0.322 0.029 ed )(1 c n)
孙治安、翁笃鸣（1986）利用全国101个探空 站的资料，对别尔良德的理论模式进行简化，提 出计算地面有效辐射的公式：
F T Ta (1.035 0.295e
晴天大气逆辐射通量密度RL￬：
R L 0 T a4
式中Ta是气温；ε0为晴天的大气视发射率； Brunt公式：
0 a b ed
0 a b ed
ed为实际水汽压；a、b为经验系数，a值在0.34 0.340.66, b值在0.033-0.127。 Swinbank公式：
青藏高原的有效辐射量除夏季外，几乎都是 青藏高原的有效辐射量除夏季外 几乎都是 我国的高值区，1月份和7月份的有效辐射量都较 小 5月份和10月份较大，青藏高原冬季温度低， 小， 月份较大 青藏高原冬季温度低 且与大气温差小，夏季水汽多，云量也较多，所 以有效辐射量都较小 只有在夏季风前后的月份 以有效辐射量都较小，只有在夏季风前后的月份 这两方面的因素都比较有利，有效辐射才达最大 值。 新疆地区的有效辐射量年变化最明显，此处 新疆 区的有效辐射量年变化最明 此处 冬季为全国最小值区，夏季又为全国最大值区， 这也是和沙漠地区气温年变化的特点分不开的。 是和沙漠 区气温年变化的特点分不开的 云南地区最大值出现在雨季之前的3、4月份， 而最小值出现在雨季期间 尤其以7月份为最小。 而最小值出现在雨季期间，尤其以 月份为最小

M M
s B
(T , ) (T , )
比辐射率不仅依赖地表物体的组成成分，而且 与物体的表面状态（粗糙度）和物理性质（含水量、 与物体的表面状态（粗糙度）和物理性质（含水量 温度、介电常数等），并随所测定的辐射能波长、 观测角度等条件的变化而变化 地表比辐射率εs一 观测角度等条件的变化而变化。地表比辐射率 般在0.85-0.99之间。
图3.50 我国有效辐射日射站空间分布（17个）
经验公式法 国内外计算地面有效辐射的经验公式很多， 归结起来可分成两大类：
1） F F0 (n) F
F0是晴空地面有效辐射；ψ（n）为天空遮蔽 度函数 度函数；ΔF是因对流层下部温度的非线性分 是因对流层下部温度的非线性分 布而引入的订正项， F (Ta4 T S4 ) 。 属于此类的经验公式最多，而且比较常用， 主要有：Angstrom法、 法 Brunt法、别尔良德法、 法 别尔良德法 Swinbank法、Idso法、高国栋法、陈荣芬法、 邓惠平法 孙治安-翁笃鸣法等。 邓惠平法、孙治安 翁笃鸣法等
o a be
1/ 2 d
地表的比辐射率εs:
其中植被εv是0.985，裸土 裸 εg为0.96。
植被覆盖率fc：
式中NDVImax 、NDVImin是生长季内的最大值与最小值。 是生长季内的最大值与最小值
大气逆辐射
地表长波辐射
地表有效辐射 图3.51 北京市地表与大气的长波辐射（2004年7月6日）
( 0 .25 0 .5 s ) 0 . 35 R L 2 .45 10 9 1 .35 5 ( 0 . 75 2 10 ) H ( 0 .34 0 .14 ed )Ta4
式中H为海拔高度。 为海拔高度
卫星遥感方法
其中大气的比辐射率ε0: Brutsaert （1975）: Brunt(1932):
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
气候学方法
计算地面有效辐射的气候学方法有：理论计 计算地面有效辐射的气候学方法有 理论计 算法、图解法和经验公式法。 理论计算法 M.E.别尔良德根据辐射传输方程，考虑大 别尔良德根据辐射传输方程 考虑大 气对长波辐射的影响，得出有效辐射的理论计 算公式。 算公式 图解法 依据大气中长波辐射能量的传输方程，作 依据大气中长波辐射能量的传输方程 作 适当的简化，设计而成计算图表，直接可从图 上求出有效辐射。 上求出有效辐射
华北和东北地区，最大值在春季， 华北和东北地区 最大值在春季 5月份达 最大值，最小值发生在冬季。1月份数值最低， 全年月际变化也比较稳定 这是因为雨季之前 全年月际变化也比较稳定，这是因为雨季之前， 地面温度上升快，天气天气晴朗而干燥，故有 效辐射量较大 而冬季由于地面温度很低 而 效辐射量较大，而冬季由于地面温度很低，而 且地温与大气温度差值很小，故有效辐射量反 会减小。 会减小 大兴安岭以西的内蒙古草原上最大和最小 值出现月份与华北及东北地区一致，有效辐射 量最低值出现在最冷的冬季，尤以1月最小，最 大值出现在雨季之前的5月。
R L T 0 . 614 0 .0827 ln l e d 0 . 086 (1 s )
4 a
式中S为日照百分率。
（2）地表长波辐射RL￪
R L s T s （1 s ) R L
4
式中Ts是地表温度；εs是地表比辐射率。 将长波辐射表的感应面朝下可以测量地表长波辐 射。 比辐射率
F R L R L
在晴朗干燥的夜间，地面有效辐射大，地 面降温大 所以霜冻往往发生在晴夜 面降温大，所以霜冻往往发生在晴夜。 云层能增强大气的逆辐射，使地面有效辐 射减小。云对有效辐射的影响随不同的云形、 云量而不同。一般说来，低云且云量大时，地 面的有效辐射可能只有无云时的1/4。因此， 阴天时云像给地面盖上了被子，使得日夜温差 不大。
大气物理学
刘绍民 北京师范大学地理学与遥感科学学院
第三章 地面和大气中的辐射过程
直接辐射
散射辐射
总辐射Rs
大气长波辐射RL 反射辐射A
地表长波辐射RL
Surface
R n R S (1 ) R L R L
RnS RnL
图3.15 地面和大气的辐射平衡
第三章 地面和大气中的辐射过程 4、地表与大气的长波辐射 地表与大气的长波辐射 4.1 定义、观测与计算 大气向下放射的长波辐射称为大气逆辐射RL￬。 地面向上放射的长波辐射和地面反射的部分大气逆辐 射 射之和，称为地表长波辐射 称为 表 波 射RL￪。大气逆辐射与地表 大气 射 表 长波辐射的差，称为地表净长波辐射RL。 （1）大气逆辐射RL￬ 大气逆辐射取决于大气层的温度与湿度的垂直 分布，并且和云的状况有密切关系，但没有显著的 日变化 大气逆辐射由两部分组成：一部分来自大 日变化。大气逆辐射由两部分组成： 部分来自大 气本身的热辐射，主要是地面以上1-2km内的水汽 和co2的发射；另 的发射；另一部分来自云的热辐射 部分来自云的热辐射，它是云体 它是云体 发出并经过大气窗口而达到地面的长波辐射。
0
5 .31 10
14

Ta2
大气逆辐射的测量 长波辐射表由感应件（黑体感应面与热电 堆） 玻璃罩和附件等组成 玻璃罩内镀上硅单 堆）、玻璃罩和附件等组成。玻璃罩内镀上硅单 晶，保证了3μm以下的短波辐射不能到达感应面。
图3.48 长波辐射表
大气逆辐射的计算
大气逆辐射与近地层的气温、水汽压有密切的关系， 即:
4 s 4

0.166W
) (1 0.54e

0.02Z 2
n) 0.965e0.18Z
其中水汽含量W∞ ：
W ( 0 .1054 0 .1513 e d ) e 0 .06 Z
2） F F0 ( s) F
式中s是日照百分率； 此类经验公式主要有：Penman法、邓根云 法 童宏良法等 法、童宏良法等。 在1990年FAO的Penman-Monteith Penman Monteith公式中，计 公式中 计 算地表净长波辐射的公式为：
（3）地表净长波辐射RL
R L R L R L 0 T a4 s T s 4 ( 1 s ) 0 T a4 0 s T a4 s T s 4


一般情况下，RL￪>RL￬ ，RL<0，这表明地面净 长波辐射的作用是使地面冷却。 长波辐射的作用是使地面冷却 将感应面朝上和朝下的两台长波辐射表安 装在一起，就可以观测地表净长波辐射。 在大气辐射研究中，常将地面向上的长波辐 在大气辐射研究中 常将地面向上的长波辐 射和大气逆辐射之差定义为地表有效辐射F。