中山大学大气科学基础期中复习2014

1、大气科学基础大气科学基础期中复习期中复习大气科学基础大气科学基础大气圈的基本结构大气圈的基本结构大气演变的描述大气演变的描述基本气象要素基本气象要素大气内最基本的热力、大气内最基本的热力、动力及相态变化过程动力及相态变化过程静力学和大气动力学基础静力学和大气动力学基础大气热力学大气热力学辐射过程辐射过程大气水分的相态变化大气水分的相态变化主要内容：主要内容：绪论绪论大气概述、气象要素的特征、变化和分布大气概述、气象要素的特征、变化和分布大气静力学大气静力学大气动力学基础大气动力学基础太阳、地面和大气的辐射太阳、地面和大气的辐射大气概述大气概述l大气圈的组成大气圈的组成 基本情况以及温室气体基本

2、情况以及温室气体l大气圈的结构大气圈的结构 垂直分层以及各层的特点垂直分层以及各层的特点从地面到从地面到100千米高度的大气可看为三个部分组成：千米高度的大气可看为三个部分组成：+干洁大气：不包含水汽和气溶胶粒子的纯净大气干洁大气：不包含水汽和气溶胶粒子的纯净大气+水汽：水汽：+气溶胶质粒：悬浮于空气中的液体和固体粒子气溶胶质粒：悬浮于空气中的液体和固体粒子Water vapor has several very important functional roles on our planet:1. It redistributes heat energy on the Earth throu

3、gh latent heat energy exchange. 2. The condensation of water vapor creates precipitation that falls to the Earths surface providing needed fresh water for plants and animals.3. It helps warm the Earths atmosphere through the greenhouse effect.+气溶胶粒子对辐射的吸收和散射、云雾降气溶胶粒子对辐射的吸收和散射、云雾降水的形成、大气污染以及大气光学与电学水的

4、形成、大气污染以及大气光学与电学现象的产生都具有重要的作用。现象的产生都具有重要的作用。+气溶胶粒子的来源可分为人工源和自然源气溶胶粒子的来源可分为人工源和自然源两大类。两大类。大气的物理性质和化学性质无论在水平方向还是在垂直方大气的物理性质和化学性质无论在水平方向还是在垂直方向上都是不均匀的向上都是不均匀的按照大气的化学成分划分，大气垂直方向可分为均质层和按照大气的化学成分划分，大气垂直方向可分为均质层和非均质层非均质层按照大气的压力结构划分，大气垂直方向可分为气压层和按照大气的压力结构划分，大气垂直方向可分为气压层和逸散层逸散层按照大气的电离结构划分，大气可分为电离层和磁层按照大气的电离结

5、构划分，大气可分为电离层和磁层按照温度变化划分，大气在垂直方向可分为：对流层、平按照温度变化划分，大气在垂直方向可分为：对流层、平流层、中间层、热层以及外层流层、中间层、热层以及外层Vertical change in average global atmospheric temperature 气象要素的特征、变化和分布气象要素的特征、变化和分布l 影响温度变化的因子（辐射加热、潜热加热以及与周围影响温度变化的因子（辐射加热、潜热加热以及与周围的热量交换）的热量交换）l温度的时间演变特征温度的时间演变特征l温度的空间分布特征温度的空间分布特征温度温度l大气中常见的气压型大气中常见的气压型l全

6、球气压分布的基本特征全球气压分布的基本特征气压气压l影响风的因子（科氏力、地转风、摩擦力的作用等）影响风的因子（科氏力、地转风、摩擦力的作用等）l山谷风和海陆风山谷风和海陆风l全球风系（及其与气压型的联系）全球风系（及其与气压型的联系）风风Measurement Scale Steam Point of Water Ice Point of Water Absolute Zero Fahrenheit212 32 -459 Celsius100 0 -273 Kelvin373 273 0 Temperature of absolute zero, the ice point of water

7、, and the stream point of water using various temperature measurement scales converts temperature from Fahrenheit to Celsius and vice versa :Celsius = (Fahrenheit - 32) * 5/9Fahrenheit = Celsius * 9/5 + 32converts temperature from Celsius to KelvinKelvin=Celsius +273 摄氏、华氏以及开氏温度的相互转换摄氏、华氏以及开氏温度的相互转换

8、影响局地气温变化的因子影响局地气温变化的因子l太阳辐射加热太阳辐射加热l冷暖平流冷暖平流l凝结、蒸发潜热凝结、蒸发潜热l云覆盖云覆盖冷（暖）平流冷（暖）平流空气的温度平流空气的温度平流空气平流运动传热过程引起局地气温变化称为温度平流空气平流运动传热过程引起局地气温变化称为温度平流TvtThhh)(warmcoldT1T2T3T4warmcoldT1T2T3T4ThhvThhv如果风向与水平温度梯度如果风向与水平温度梯度的交角小于的交角小于900暖平流暖平流如果风向与水平温度梯度如果风向与水平温度梯度的交角大于的交角大于900冷平流冷平流气温的空间变化气温的空间变化l热带地区温度高，中高纬度地区

9、温度低热带地区温度高，中高纬度地区温度低l夏季海洋比陆地温度低，冬季海洋比陆地温度高夏季海洋比陆地温度低，冬季海洋比陆地温度高l海洋上温度分布相对均匀海洋上温度分布相对均匀l由于下垫面的不均匀，形成了许多的冷暖中心由于下垫面的不均匀，形成了许多的冷暖中心（如：西伯利亚、格陵兰等是冷中心；澳大利亚、（如：西伯利亚、格陵兰等是冷中心；澳大利亚、非洲等地形成暖中心）非洲等地形成暖中心）l山脉南麓气温高，北麓气温低山脉南麓气温高，北麓气温低天气图中最常见的5种气压形势高压低压鞍型场槽线脊线全球气压分布特征全球气压分布特征l全球气压带的分布特征是由太阳辐射、地球全球气压带的分布特征是由太阳辐射、地球自转

10、效应、海陆分布等因子决定的。自转效应、海陆分布等因子决定的。l总体而言，可分为四大气压带，即：极地高总体而言，可分为四大气压带，即：极地高压带压带(Polar High)、副极地低压带、副极地低压带(Subpolar Low)、副热带高压带、副热带高压带(Subtropical High)、赤、赤道低压带道低压带(Equatorial Low)l由于由于海陆分布的差异，上述的气压带并由于由于海陆分布的差异，上述的气压带并不随纬度均匀分布，在海平面气压图上表现为不随纬度均匀分布，在海平面气压图上表现为永久性和季节性的大气活动中心永久性和季节性的大气活动中心海平面气压场上的大气活动中心半永久性活动

11、中心太平洋副高、大西洋副高、冰岛低压、阿留申低压、格陵兰高压季节性活动中心西伯利亚高压、北美高压、亚洲热低压、北美低压为什么半永久性活动中心出现于海洋，而季节性活动中心出现于大陆？地球自转作用三圈环流的形成 赤道地区受热上升的气流，流向极地；在地球自转偏向力的作用下，逐步变为偏西气流，阻滞了空气的北上，在300附近积聚下沉；下沉到达地面后一支回流赤道，形成了Hadley环流圈；另一支继续北上，与极地下沉的南流气流在600附近汇合上升；上升到高空一支南流形成中纬度Ferrel环流圈；一支北流形成极地环流圈。与三圈环流相对应，是所谓的“三风四带”，即：极地东风(Polar Easterlies)中

12、纬度西风(Westerlies)低纬度信风(Trades)极地高压带(Polar High)副极地低压带(Subpolar Low)副热带高压带(Subtropical High)赤道低压带(Equatorial Low)赤道低压带又称为热带辐合带赤道低压带又称为热带辐合带(InterTropical Convergence Zone)，简称简称ITCZ，它是南北半球两支信风，它是南北半球两支信风在赤道地区汇合而形成的低气压区在赤道地区汇合而形成的低气压区大气中水汽的含量虽然不多，却是大气中极其活跃的成分，在天气和气候大气中水汽的含量虽然不多，却是大气中极其活跃的成分，在天气和气候中扮演着重要

13、的角色。大气中的水汽含量有很多种测量方法，日常生活中中扮演着重要的角色。大气中的水汽含量有很多种测量方法，日常生活中人们最关心的是水汽压、绝对湿度和相对湿度。人们最关心的是水汽压、绝对湿度和相对湿度。水汽压水汽压（e）是大气压力中水汽的分压力，和气压一样用百帕来度量。）是大气压力中水汽的分压力，和气压一样用百帕来度量。以前气压和水汽压常以水银柱的毫米数来测度，以前气压和水汽压常以水银柱的毫米数来测度，1百帕百帕0.75008毫米水银毫米水银柱。在一定温度下空气中水汽达到饱和时的分压力，称为饱和水汽压柱。在一定温度下空气中水汽达到饱和时的分压力，称为饱和水汽压(E)。饱和水汽压随着气温的升高而迅

14、速增加。饱和水汽压随着气温的升高而迅速增加。绝对湿度绝对湿度(a)指单位体积湿空气中含有的水汽质量，也就是空气中的水指单位体积湿空气中含有的水汽质量，也就是空气中的水汽密度，单位为克汽密度，单位为克/厘米厘米3或千克或千克/米米3。绝对湿度不容易直接测量，实际使用。绝对湿度不容易直接测量，实际使用比较少。比较少。 相对湿度相对湿度(f)指空气的水汽压指空气的水汽压e与同一温度下的饱和水汽压与同一温度下的饱和水汽压E之比，以百之比，以百分数表示。相对湿度的大小表示空气接近饱和的程度。当分数表示。相对湿度的大小表示空气接近饱和的程度。当f=100时，表时，表示空气已经达到饱和；未饱和时，示空气已经

15、达到饱和；未饱和时，f0时时dp0，说明气压随高度是下降的，说明气压随高度是下降的l由于由于g随高度的变化很小，所以气压随高度下降的随高度的变化很小，所以气压随高度下降的快慢主要取决于密度。大气层低层密度大，气压随快慢主要取决于密度。大气层低层密度大，气压随高度下降快；大气层高层密度小，气压随高度下降高度下降快；大气层高层密度小，气压随高度下降的慢的慢l将静力学方程从任意高度将静力学方程从任意高度z积分到大气上界，得积分到大气上界，得zzgdzp表明任意高度表明任意高度z处的气压等于从该高度到大气上界的处的气压等于从该高度到大气上界的单位截面积气柱所受的重力。单位截面积气柱所受的重力。均质大气

16、的压高公式均质大气的压高公式所谓均质大气，即假定大气密度不随高度变化所谓均质大气，即假定大气密度不随高度变化（密度为常数）的大气。对静力学方程积分：（密度为常数）的大气。对静力学方程积分：zppgdzdpz000gzppz00均质大气均质大气压高公式压高公式等温大气的压高公式等温大气的压高公式dzTRgpdpgdzTRpgdzdp00气温不随高度变化的大气称为等温大气气温不随高度变化的大气称为等温大气HzzTRgzdzepepporzTRgppd000ln积分后可得积分后可得多元大气的压高公式多元大气的压高公式温度随高度线性递减的大气，称为多元大气。当温度的垂直温度随高度线性递减的大气，称为多

17、元大气。当温度的垂直递减率为递减率为zT时，时，z高度处的温度可表示为高度处的温度可表示为zTT0这样，静力学方程这样，静力学方程gdzdp可表示为可表示为zTdzRgpdpd0上式积分后可得上式积分后可得dRgzTzTpp)(000多元大气中，气压随高度变化与温度的垂直递多元大气中，气压随高度变化与温度的垂直递减率有关，温度随高度递减得快，气压随高度减率有关，温度随高度递减得快，气压随高度递减得也快。递减得也快。压高公式的应用压高公式的应用1、利用压高公式可以计算出不同高度的气压值、利用压高公式可以计算出不同高度的气压值2、利用压高公式分析天气系统的垂直结构、利用压高公式分析天气系统的垂直结

18、构到底哪种类型的气旋、反气旋能延伸到较高的高度呢？到底哪种类型的气旋、反气旋能延伸到较高的高度呢？深厚系统：暖高压、冷低压（冷涡）深厚系统：暖高压、冷低压（冷涡）浅薄系统：冷高压、热低压浅薄系统：冷高压、热低压 另外另外气旋中心随高度向冷区倾斜气旋中心随高度向冷区倾斜反气旋中心随高度向暖区倾斜反气旋中心随高度向暖区倾斜0,010101ppphereppRTppRTppRTpRTpmmmmmm上述现象可以用压高公式进行解释温度高时，同一温度高时，同一等压面位势高度等压面位势高度增加的快增加的快低压系统向冷区倾斜高压系统向暖区倾斜浅薄的热低压浅薄的冷高压g - pequation chydrost

19、ati thebecomes Which g - zp 1 - 0fu - yp 1 - dtdvfv xp 1 - dtduz影响风的因子影响风的因子l气压梯度力气压梯度力lCoriolis力力l摩擦力摩擦力g - cosu 2 zp 1 - dtdwsin u 2 - yp 1- dtdv cos w 2 - sin v 2 xp 1 - dtduEventhoughtheequationhasbeensimplifiedbyexcludingFrictionaleffectsandcombiningtheCentrifugalforcewiththeGravitationalforce,

20、itisstillacomplicatedequation.Tofurthersimplify,aprocessknownasScaleanalysisisemployed.WesimplyassigntypicalscalevaluestoeachelementandtheneliminatethosevalueswhichareSIGNIFICANTLYsmallerthantherestg - pequation chydrostati thebecomes Which g - zp 1 - 0fu - yp 1 - dtdvfv xp 1 - dtduz+（1）地转风）地转风+（2）梯

21、度风）梯度风+（3）热成风）热成风+地转风是在水平气压梯度力与水平地转偏地转风是在水平气压梯度力与水平地转偏向力达到平衡的风，无加速度、无摩擦的向力达到平衡的风，无加速度、无摩擦的空气水平运动空气水平运动LH980 mb984 mb988 mbPGFCoVEventually the Coriolis and PGF balance each other. Sincethere is no unbalanced force, there is no acceleration.The wind continues to move at constant speed in a straightli

22、ne (remember, no Friction). This is called:Geostrophic Windypfug1xpfvg1kPfVkjypixpfjxpfiypfVhgg1)(111地转风的矢量公式：地转风的矢量公式：地转风与等压线平行，在北半球，地转风指向气压梯地转风与等压线平行，在北半球，地转风指向气压梯度力的右方，在南半球，地转风指向低压梯度力的左度力的右方，在南半球，地转风指向低压梯度力的左方。即背风而立，北半球低压在左，高压在右；南半方。即背风而立，北半球低压在左，高压在右；南半球相反，低压在右，高压在左，这就是风压定律或称球相反，低压在右，高压在左，这就是风压定

23、律或称白贝罗定律。白贝罗定律。+地转风只解释了大气作等速直线运动的情地转风只解释了大气作等速直线运动的情况，但大气的运动通常是曲线运动。况，但大气的运动通常是曲线运动。无切向加速度，无摩擦的大气水平运动称为无切向加速度，无摩擦的大气水平运动称为梯度风。梯度风。The balance of forces that create a gradient wind in the Northern Hemisphere (PGF = pressure gradient force; CF = Coriolis force; Ce = centripetal force; http:/regentspre

24、/Regents/physics/phys06/bcentrif/ ). In this diagram, CF = Ce + PGF for the low, and PGF = CF + Ce for the high.fVnpRVt12梯度风是水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性梯度风是水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力三者相平衡时的风。离心力三者相平衡时的风。012fVnpRVt+由于温度水平分布不均匀引起的地转风随高由于温度水平分布不均匀引起的地转风随高度会发生变化度会发生变化+热成风是上层地转风与下层地转风的矢量差热成风是上层地转风与下层地转风的矢量差用水平位势梯

25、度表示的地转风公式用水平位势梯度表示的地转风公式12ggTVVVkHfgVpg0在给定的两个等压面之间，只要有平均温度的水平在给定的两个等压面之间，只要有平均温度的水平梯度存在，就必定有热成风，这时地转风一定随高梯度存在，就必定有热成风，这时地转风一定随高度而变。度而变。热成风方向与气层的水平平均温度梯度相垂直。在北热成风方向与气层的水平平均温度梯度相垂直。在北半球，热成风指向水平平均温度梯度的右方，在南半半球，热成风指向水平平均温度梯度的右方，在南半球，热成风指向水平平均温度梯度的左方；换言之，球，热成风指向水平平均温度梯度的左方；换言之，背热成风而立，在北半球，低温区在左，高温区在右；背热

26、成风而立，在北半球，低温区在左，高温区在右；南半球反之。南半球反之。(1)摩擦对风的影响摩擦对风的影响(2)局地风环流局地风环流为什么低气压往往与降水等天气相伴随？而高为什么低气压往往与降水等天气相伴随？而高气压区却总是晴朗天气？气压区却总是晴朗天气？因为低气压区伴随着上升运动，而高气压区却因为低气压区伴随着上升运动，而高气压区却总是下沉运动。总是下沉运动。为什么低气压往往伴随着上升运动？而高气压为什么低气压往往伴随着上升运动？而高气压区却总是下沉运动？区却总是下沉运动？l自由大气的大尺度运动是准地转运动，亦即是自由大气的大尺度运动是准地转运动，亦即是地转偏向力和气压梯度力的平衡。地转偏向力和

27、气压梯度力的平衡。l在北半球，地转偏向力与风向垂直，且偏向右在北半球，地转偏向力与风向垂直，且偏向右侧侧l因此，在北半球，低气压对应着逆时针的气旋因此，在北半球，低气压对应着逆时针的气旋运动；高气压对应着顺时针的反气旋运动运动；高气压对应着顺时针的反气旋运动边界层中风向与水平气边界层中风向与水平气压场的关系：压场的关系：在北半球，背风而立，在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在高压在右后方，低压在左前方，南半球反之。左前方，南半球反之。边界层摩擦作用使气旋区辐合上升，反气旋区边界层摩擦作用使气旋区辐合上升，反气旋区辐散下沉辐散下沉局地风环流局地风环流l局地热力效应所产生的环流局地热力效应所产

28、生的环流l山谷风山谷风l海陆风海陆风第三章第三章 太阳、地面和大气的辐射太阳、地面和大气的辐射1 辐射的基本知识辐射的基本知识2 2 太阳辐射太阳辐射3 3 地面和大气辐射地面和大气辐射4 4 地面、大气及地气系统的辐射平衡地面、大气及地气系统的辐射平衡5 5 温室气体效应温室气体效应1 1 辐射的基本知识辐射的基本知识（1）辐射和辐射能）辐射和辐射能（2）辐射光谱）辐射光谱（3）物体对辐射的吸收、反射和透射）物体对辐射的吸收、反射和透射（4）辐射的基本定律）辐射的基本定律辐辐射射：以电磁波传递能量的过程热热辐射辐射：由于热的原因而发生的辐射fc 热辐射是电磁波，它有一般电磁波的共性，即它是以

29、光速在空间传播的。有下列关系成立：式中：C 速度 f 频率 波长（1）辐射和辐射能）辐射和辐射能辐射辐射，指物体以电磁波形式传播能量的过程，通过辐射过程传播的能量成为辐射能。 所有物体，只要它的温度高于绝对0度，都要以电磁波形式向外辐射能量； 辐射能的传播不需要介质； 辐射能在传播过程中会被吸收或者被反射； 物体在辐射过程中会消耗能量：消耗本身内能或者需要外界供给能量； 传播辐射能的电磁波具有不同的波长。热辐射（温度辐射），热辐射（温度辐射），物体减少本身的内能或者是物体吸收外界传来的热量而产生的辐射。太阳辐射的波长范围主要在0.15-4微米太阳短波辐射太阳短波辐射地面和大气的辐射波长范围在3

30、-120微米地面长波辐射、大气长波辐射地面长波辐射、大气长波辐射Suns energy 0.35 m； Earths energy 350 mThis accounts for about half of the suns output. About 10% is UV, and 40% is infrared.Earths output focus on thermal infrared.辐射通量、辐射通量密度、辐射强度和辐射亮度物辐射通量、辐射通量密度、辐射强度和辐射亮度物理意义理意义辐射通量：单位时间灯泡的总辐射能量（辐射通量：单位时间灯泡的总辐射能量（W）辐射通量密度：单位时间单位面积

31、的辐射能量辐射通量密度：单位时间单位面积的辐射能量（ Wm-2）辐射强度：单位时间单位立体角的辐射能量（辐射强度：单位时间单位立体角的辐射能量（ Wsr-1）辐射亮度辐射亮度(L)：选定方向上，单位立体角中单位面积：选定方向上，单位立体角中单位面积的辐射通量的辐射通量（2）辐射光谱）辐射光谱辐射能，辐射能，以电磁波的形式传播的。对于一个辐射体，它所发射的辐射能可以包含各种各样的波长。为了准确地描述辐射能的性质，需要引入一个能确定辐射能按照波长分布的函数辐射光谱辐射光谱设一物体的辐射通量密度为F，在波长至+d的辐射能力为dF，则：ddFFordFdFF是单位波长间隔内的辐射出射度，它随波长而变，

32、称为分光辐射出射度分光辐射出射度，或称为单色辐射通量密度单色辐射通量密度，又称为辐射能随波长的分布函数辐射能随波长的分布函数。不同的辐射体有不同的分布函数。辐射体全波长的辐射能可由积分得到：dFF0（3）物体对辐射的吸收、反射和透射）物体对辐射的吸收、反射和透射70 光辐射大家是熟悉的。当一束光投在一物体上后，一部分被吸收，一部分被反射，还有一部分穿过物体。热辐射也有同样的性质。 投射辐射为Q, 如图，其中： QQQQ1/QQQQQQ吸收：Q 反射：Q 穿透：Q 辐射能守恒：或：QQQ /吸收比吸收比(率率)： 反射比反射比(率率)： 穿透比穿透比(率率)：QQ /QQ /（3）辐射的基本定律

33、）辐射的基本定律 Kirchhoffs Laws Planck Radiation Law（黑体辐射） The Wien and Stefan-Boltzmann Laws （黑体辐射）任何0K以上温度的物体都会发射各种波长的电磁波，这种由于物体中的分子、原子受到热激发而发射电磁波的现象称为热辐射。热辐射具有连续的辐射谱，波长自远红外区到紫外区，并且辐射能按波长的分布主要决定于物体的温度。下面介绍热辐射的一些基本定律。 Kirchhoffs Laws基尔霍夫定律，基尔霍夫定律，研究热辐射的基础，它说明了一定温度下物体辐射能力与吸收率之间的关系； 基尔霍夫定律表明，在辐射平衡条件下，任一物体的单

34、色辐射能力与物体对该波长的吸收率之比值，是一个温度与波长的普适函数，而与物体的性质无关：)()()()()(2211TETTFTTFvvvvv 如果该物体对某一波长为黑体，吸收率等于1，这样普适函数就和黑体的辐射能力相等。因此，基尔霍夫定律也可以表达为：任何物体的辐射能力与其吸收率之比等于相同温度下的黑体辐射能力。 基尔霍夫定律的意义意义：把物体的吸收率、放射率和黑体辐射联系在一起。 Planck Radiation LawThe primary law governing blackbody radiation is the Planck Radiation Law, which gover

35、ns the intensity of radiation emitted by unit surface area into a fixed direction (solid angle) from the blackbody as a function of wavelength for a fixed temperature. 对应任一温度，单色辐射出射度随波长连续变化，且只有一个峰值，对应不同温度的曲线不相交。因而温度能唯一确定单色辐射出射度的光谱分布和辐射出射度（即曲线下的面积）单色辐射出射度随温度的升高而增大单色辐射出射度的峰值随温度的升高向短波方向移动 The Wien and

36、Stefan-Boltzmann LawsThe Wien Displacement Law, and the Stefan-Boltzmann Law are illustrated in the following equations. 对普朗克公式积分可得对普朗克函数求波长曲线极值可得2 2 太阳辐射太阳辐射（1）太阳光谱和太阳常数）太阳光谱和太阳常数（2）大气上界的太阳辐射）大气上界的太阳辐射（3）太阳辐射在大气中的衰减）太阳辐射在大气中的衰减（4）到达地面的太阳辐射）到达地面的太阳辐射（1 1）太阳光谱和太阳常数）太阳光谱和太阳常数太阳辐射能量随波长的分布称为太阳辐射光谱太阳辐射能量

37、随波长的分布称为太阳辐射光谱根据根据Stefan-Boltzmann定律推算太阳表面温度约为定律推算太阳表面温度约为6000K。根据根据Wien位移定律可以计算出太阳辐射能力峰值所位移定律可以计算出太阳辐射能力峰值所对应的波长为对应的波长为0.475微米（相当于青光部分）微米（相当于青光部分）太阳的全部辐射能中，波长在太阳的全部辐射能中，波长在0.15-4.00微米之间的微米之间的占占99%以上。紫外光区（以上。紫外光区（0.76微米）占微米）占43%。因此，太阳辐射被称为短波。因此，太阳辐射被称为短波辐射。辐射。太阳光谱太阳光谱 太阳辐射光谱太阳辐射光谱(2) (2) 大气上界的太阳辐射大气

38、上界的太阳辐射太阳辐射在大气上界的时空变化是由太阳和地球间太阳辐射在大气上界的时空变化是由太阳和地球间的天文位置决定的，又称为天文辐射。除太阳本身的天文位置决定的，又称为天文辐射。除太阳本身的变化外，太阳在大气上界辐射量主要取决于日地的变化外，太阳在大气上界辐射量主要取决于日地距离、太阳高度和白昼长度距离、太阳高度和白昼长度3 3个因子。个因子。日地距离因子的影响日地距离因子的影响假定太阳辐射能恒定不变，我假定太阳辐射能恒定不变，我们有们有0220020244SrrSSrSrr0日地平均距离日地平均距离S0太阳常数太阳常数r太阳到大气层上界的实际距太阳到大气层上界的实际距离离S到达大气层上界的

39、太阳辐到达大气层上界的太阳辐射射大气上界与阳光垂直的表面上太阳辐射强度与日大气上界与阳光垂直的表面上太阳辐射强度与日地距离平方成反比。地距离平方成反比。（3 3）太阳辐射在大气中的衰减）太阳辐射在大气中的衰减可以看出，到达地表的太阳辐射同大气上界的太阳辐射具有很大的差别。这是因为太阳辐射通过大气时，大气对辐射有吸收、散射、反射等作用，太阳光谱中不同的波长将受到不同程度的削弱，使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面。太阳辐射在大气中的散射太阳辐射在大气中的散射光通过密度或折射率分布不均的介质光通过密度或折射率分布不均的介质时，除光的传播方向外，在其它方向也时，除光的传播方向外，在其它方向也可

40、见到光，这种现象称为散射，在传播可见到光，这种现象称为散射，在传播方向以外的光称为散射光。方向以外的光称为散射光。瑞利散射（分子散射），太阳辐射遇瑞利散射（分子散射），太阳辐射遇到直径比其波长小的空气分子发生的散到直径比其波长小的空气分子发生的散射。瑞利散射是有选择性的，波长越短射。瑞利散射是有选择性的，波长越短散射越强。太阳辐射通过大气时，由于散射越强。太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光被空气分子散射的结果，波长较短的光被散射得较多。雨后天晴，天空呈青兰色散射得较多。雨后天晴，天空呈青兰色就是因为辐射中青兰色波长较短，容易就是因为辐射中青兰色波长较短，容易被大气散射的缘

41、故。被大气散射的缘故。粗颗粒散射粗颗粒散射（米散射米散射），太阳辐射遇到悬浮在空气中的烟尘、水滴等比波长尺度大的颗粒时所发生的散射。粗颗粒散射是没有选择性的，各个波长的辐射都同样的被散射，因此也称为漫散射。如空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色的。太阳辐射在大气中的反射太阳辐射在大气中的反射 大气中云层和较大颗粒的埃尘能将太阳辐射中的大气中云层和较大颗粒的埃尘能将太阳辐射中的一部分能量反射到宇宙空间去。反射对各波长没一部分能量反射到宇宙空间去。反射对各波长没有选择性，所以反射光呈白色。有选择性，所以反射光呈白色。 其中反射最明显的是云。不同的云量，不同的云

42、其中反射最明显的是云。不同的云量，不同的云状，云的不同厚度所发生的反射是不同的。高云状，云的不同厚度所发生的反射是不同的。高云平均反射平均反射25，中云平均反射，中云平均反射50，低云平均反，低云平均反射射65，很厚的云层反射可达，很厚的云层反射可达90。笼统地讲，。笼统地讲，云量反射平均达云量反射平均达5055。(4) 到达地面的太阳辐射到达地面的太阳辐射到达地面的太阳辐射包括了直接投射到地面上的直到达地面的太阳辐射包括了直接投射到地面上的直接辐射和以散射的形式到达地面的散射辐射两部份接辐射和以散射的形式到达地面的散射辐射两部份 直接辐射直接辐射太阳以平行光线的形式，投射到地面上的那一部份太

43、阳以平行光线的形式，投射到地面上的那一部份辐射能，称为直接辐射。通常以到达水平面上的太辐射能，称为直接辐射。通常以到达水平面上的太阳直接辐射的辐照度来表示直接辐射的大小。阳直接辐射的辐照度来表示直接辐射的大小。由于太阳常数变化很小，及日地距离的变化影响不由于太阳常数变化很小，及日地距离的变化影响不大，所以太阳直接辐射的大小主要是由太阳高度角大，所以太阳直接辐射的大小主要是由太阳高度角和大气透明度所决定的。和大气透明度所决定的。 散射辐射散射辐射太阳辐射在通过大气时受到散射，其中散射向地面太阳辐射在通过大气时受到散射，其中散射向地面的那一部份能量以及云层等向地面反射的一部份太的那一部份能量以及云

44、层等向地面反射的一部份太阳辐射，统称为天空漫射辐射，习惯上称为散射辐阳辐射，统称为天空漫射辐射，习惯上称为散射辐射。所以散射辐射可以说是地平面上每单位时间在射。所以散射辐射可以说是地平面上每单位时间在单位面积上接收到的来自天空一切方向的散射辐射单位面积上接收到的来自天空一切方向的散射辐射及反射的短波辐射量。及反射的短波辐射量。 总辐射总辐射同时到达地面（水平面）的太阳直接辐射和散射辐同时到达地面（水平面）的太阳直接辐射和散射辐射之和，称为总辐射。射之和，称为总辐射。显然，总辐射量的大小决定于直接辐射和散射辐射。显然，总辐射量的大小决定于直接辐射和散射辐射。也就是说它与太阳高度角、大气透明系数、

45、云量等也就是说它与太阳高度角、大气透明系数、云量等因子有关，但主要决定于直接辐射因子有关，但主要决定于直接辐射。 地面对太阳辐射的反射地面对太阳辐射的反射直接辐射和散射辐射到达地面时，将要受到地面的反直接辐射和散射辐射到达地面时，将要受到地面的反射。射。对于研究地面的辐射能收入来说，必须知道地面的反对于研究地面的辐射能收入来说，必须知道地面的反射辐射的能力。地面的反射辐射能力可以用反射率来射辐射的能力。地面的反射辐射能力可以用反射率来表示。对于不同性质的下垫面，其反射率的大小是不表示。对于不同性质的下垫面，其反射率的大小是不一样的。一样的。 3 3 地面和大气辐射地面和大气辐射（1）地面和大气

46、的长波辐射）地面和大气的长波辐射（2）大气对长波辐射的吸收）大气对长波辐射的吸收（3）大气逆辐射和地面有效辐射）大气逆辐射和地面有效辐射（4）射出长波辐射）射出长波辐射（1）地面和大气的长波辐射）地面和大气的长波辐射地面辐射地面辐射，由地面发射的指向大气的电磁波辐射。它大部分被大气吸收，只有小部分直达宇宙空间。大气辐射大气辐射，大气发射的长波辐射，它一部分向下到达地面，一部分被周围大气吸收，只有小部分到达宇宙空间。44TETEag式中，和分别地面和大气的相对辐射率，又称为比辐射比辐射率率。因为地球表面和大气不是严格的黑体，因此要乘上和这两个系数。Stefan-Boltzmann Law 不同性质下垫面的相对辐射率不同性质下垫面的相对辐射率下垫面性质黑土黄黏土浅草表地沙土石灰岩沙砾雪海水相对辐射率0.870.850.840.930.890.910.910.9950.96地面的平均温度约为300K，对流层大气的平均温度约为250K，在这样的温度下，它们的热辐射， 95以上的能量集中在3120m的波长范围内。都是属于肉眼不能直接看见的红外辐射。其辐射能最大所对应的波长在1015 m范围内。地面和大气的辐射称为长波辐地面和大气的辐射称为长波辐射射。 （2）地面和大气长波辐射的特点）地面和大气长波辐射的特点 大气对长波辐射的吸收大气对长波辐射的吸收 大气对长波辐