第四章地面和大气中的辐射过程.ppt

1、第四章 地面和大气中的辐射过程,1 辐射的基本概念（视频） 2 辐射的物理规律 3 大气对辐射的吸收和散射 4 太阳辐射在地球大气中的传输 5 地球大气系统的长波辐射 6 地面、大气及地气系统的辐射平衡,1 辐射的基本概念,一、电磁辐射 二、辐射场物理量,一、电磁辐射,什么是电磁辐射？它如何进行传输？,一、电磁辐射,地球和太阳的辐射,一、电磁辐射,1、辐射与辐射能 辐射能是能量的一种形式，指物质以电磁波的形式放射的能量，而这种能量传播方式称为辐射。 描述电磁波参量： 波速 c=3108m/s 波长 频率 波数,一、电磁辐射,2、电磁波谱 波长范围：10-16m103m ： 宇宙射线 射线X射线

2、紫外线可见光红外线（微波）无线电波 太阳、地球和大气辐射的波长范围：0.1120m，即紫外、可见光和红外波段，,(m),不同电磁波的具体波长范围,可见光波长范围,一、电磁辐射,3、大气科学研究对象：太阳短波辐射、地球和大气长波辐射,二、辐射场物理量,1、辐射通量：单位时间内通过某一平面的辐射能，也称为辐射功率，单位为J/S或W。 （1-1） 2、辐射通量密度E：单位面积的辐射通量，或是单位面积单位时间内通过的辐射能，单位为Wm-2 （1-2）,辐照度 辐出度,3、辐照度E与辐出度F 到达接收面的辐射通量密度称为辐照度，用E表示。 自放射面射出的辐射通量密度称为辐出度，用F表示。,4、分光辐出度

3、F：又称单色辐射通量密度， 指物体温度为 T 时，单位时间内从单位表面发出的波长在d附近单位波长间隔内的电磁波能量，它表示热辐射能量按波长的分布，单位为Wm-2m-1。 积分辐出度 F ：对物体所发射的所有波长范围内的分光辐出度积分。,F,d,（1-3）,5、辐亮度L ：也称辐射率，它指的是单位立体角、垂直于辐射传输方向单位面积，单位波长间隔内所通过的辐射功率，单位为 Wm-2 sr-1m-1。,全自动太阳分光光度计,dA,x、y、z为观测位置坐标； 天顶角 方位角 波长 t 观测时间,（Wm-2 sr-1m-1）,（1-4）,d 辐射功率； dA 光线通过的面积； d 观测的辐射波长范围；

4、d 所张立体角；,A,（Wm-2 sr-1m-1）,5、辐亮度L,各向同性：L与观测方向（，）无关（L与方向有关各向异性。） 均匀辐射：L与观测位置（x, y, z）无关（L是观测位置的函数非均匀辐射。） 定常辐射：L与时间t无关（ L是时间t的函数非定常辐射。 ） 朗伯体：辐亮度不随方向而变化的辐射体，通常我们把太阳、陆地表面都看作是朗伯体。,6、辐射通量密度与辐亮度的关系,（1）朗伯定律 例：设从一无限平面向所有方向均以均一的辐亮度L发射辐射，问平行于此表面的平面上的辐照度E等于多少？（P66）,解：通过空间某一平面的辐照度，可把从各个方向射来的辐亮度在垂直方向的分量累加起来， 球坐标：,

5、6、辐射通量密度与辐亮度的关系,朗伯定律：对于发射辐射的表面，如果向半球空间各方向发射的辐亮度均为L（朗伯体），则在该面上的辐出度为L。,（1-5）,（2）平面平行大气辐射通量密度与净辐射通量密度 平面平行大气：考虑到大气中各种变量在水平方向的变化率远小于垂直方向的变化率，因此经常可假设大气是水平均一的，相应的大气模型在大气辐射学中称为平面平行大气。,6、辐射通量密度与辐亮度的关系,平面平行大气辐射通量密度： 可把从各个方向射来的辐亮度在垂直方向的分量累加起来，其计算公式为,计算水平面上的辐射通量密度，分别对从上半球 和下半球入射辐射的垂直分量进行积分 （1-6） （1-7） 净辐射通量密度或

6、净辐照度: （1-8）,若对一薄层大气，上边界为 ，下边界为z，若上边界净辐射通量密度是向下的，下边界净辐射通量密度是向上，则辐射能收支为正，气层温度升高；反之降温。,2 辐射的物理规律,一、吸收率、反射率和透射率 二、黑体与灰体 三、平衡辐射的基本规律,一、吸收率、反射率和透射率,吸收率 反射率 透射率,（2-1）,若物体不透明,则透射率 ，吸收率A=1-R。,水分含量对玉米叶子反射率的影响,不同土壤的反射波谱曲线,各种地表对太阳辐射的反射率（%）,以上图表可以说明什么？,对于同一波长的辐射，不同的物体，它的吸收、反射、透射能力不同。 同一物体对于不同波长的辐射而言，它的吸收、反射、透射率也

7、不同。 物体的吸收率、反射率 和透射率大小随着辐射的 波长和物体的性质而改变。,二、黑体与灰体,绝对黑体：若物体对于投射到其上所有波长的辐射都能全部吸收的物体称为绝对黑体。故有： 相对黑体：物体仅对某一波长辐射能全部吸收。 灰体：A小于1且不随波长而变化的物体。,二、黑体与灰体,实验室黑体：密闭空腔，内涂烟黑，烟黑吸收率90%,Q0,二、黑体与灰体,实验室黑体：密闭空腔，内涂烟黑，烟黑吸收率90%,Q0,RQ0,二、黑体与灰体,实验室黑体：密闭空腔，内涂烟黑，烟黑吸收率90%,Q0,RQ0,R2Q0,二、黑体与灰体,实验室黑体：密闭空腔，内涂烟黑，烟黑吸收率90%,Q0,RQ0,R2Q0,Rn

8、Q0,吸收率1-Rn,二、黑体与灰体,黑色物体与黑体的区别？ 黑色物体只表明它对可见光的反射性质，而对非可见光的吸收无法判定，而黑体是对整个电磁波谱范围内所有波长或某一特定波长而言，它对辐射是全部吸收的，它考虑的是对辐射的吸收性质。,三、平衡辐射的基本规律,1、辐射平衡 当物体放射出的辐射能等于它吸收的辐射能时，则称该物体处于辐射平衡状态，这时物体处于热平衡态，可用一态函数温度T来描述，因此平衡辐射又称为温度辐射。,2、基尔霍夫定律,（1）在一定温度下，对某一特定波长而言，任何物体的辐出度与吸收率之比是一个普适函数，该函数只与温度和波长有关，而与物体的其它性质无关。即具有选择吸收性。 （2-2

9、） FB(,T)绝对黑体的分光辐出度； F,T物体的辐出度 A,T物体的吸收率,（2）比辐射率 ：物体的放射能力和黑体的辐射能力之比 。 （2-3） （3）基尔霍夫定律的意义： 它将物体的放射与吸收联系起来了，只要知道某物体的吸收率就可以知道其放射率，反之亦然。 它把各种物质的吸收、放射与黑体的辐射能力联系起来。使我们有可以通过研究黑体的辐射来了解一般物体的辐射。而对于黑体的研究，无论从理论上还是实验上都比较简单。,3、普朗克定律,绝对黑体辐射率仅是波长和温度的函数，单位为Wm-2m-1。 （2-4） FB(,T) 为绝对黑体的分光辐出度 第一辐射常数C1=3.7427108Wm4m-2 第二

10、辐射常数C2= 14388mK,由于绝对黑体是朗伯体，根据朗伯定律， （2-5） B(,T) ： 绝对黑体的分光辐亮度， 也称普朗克函数， 单位为,辐亮度,辐出度,波长,B(,T),4、斯蒂芬-玻尔兹曼定律,黑体的积分辐出度FT与温度T的四次方成正比。 （2-6） （=5.669610-8 Wm-2K-4） FT黑体的积分辐出度 斯蒂芬-玻尔兹曼常数， 有效温度Te：将物体视作绝对黑体时计算出的温度。,5、维恩定律,黑体辐射光谱极大值对应的波长(max) 与其本身温度(T)的乘积为一常数。 （2-7） （ b=2897.8mK） 颜色温度Tc：由光谱测定物体温度。,卫星在火灾监测中的应用,Pl

11、anck function,Wiens Law,Stefan-Boltzman law,小 结：Plank定律给出绝对黑体的分光辐出度与波长、温度的关系，从而绘出黑体辐射光谱曲线，而Wien定律描述了曲线中辐射能力最强对应的波长与温度的关系，Stefan-Boltzmann Law则描述了黑体积分辐射能力与温度的四次方成正比，Kirchhoff定律把任何物体和绝对黑体联系起来。,6、太阳辐射与地球辐射的差别,短波辐射,长波辐射,6、太阳辐射与地球辐射的差别,太阳近似为温度为6000K的黑体 地面近似温度为300K的黑体，大气近似温度为250K的黑体 太阳辐射的能量集中在0.1m至4.0m之间，

12、地球大气辐射的能量主要集中在4m至120m之间。 太阳辐射为短波辐射，称地气辐射为长波辐射。短波和长波辐射以4m分界。,作业：（P120）习题3,3 大气对辐射的吸收和散射,一、大气对辐射的吸收 二、大气对辐射的散射 三、辐射能在介质中的传输,1、大气对辐射吸收的物理过程,（1）大气分子的选择吸收,Emission spectrum of H (cont.),Light Bulb,Hydrogen Lamp,Quantized, not continuous,选择性吸收是指介质的分子被入射辐射激发，从低能级跃迁到高能级，两个能级的差就是介质吸收的辐射能量。由于分子能量的变化是不连续的，从而吸收

13、的辐射须满足一定波长，也就是气体分子对辐射的吸收具有波长选择性。而辐射过程正好相反。,1、大气对辐射吸收的物理过程,（2）光化反应 分子吸收足够的辐射能分裂为原子，不稳定的原子结合成较稳定的分子释放多余的辐射能。 光化反应所要求的辐射波谱可以为连续谱，只要其中的波长短到使一个光子所提高的化学能足以造成分子的光解。其它能量转化为原子的动能，使气体的温度增高。 地球大气中，大多数光化反应需要有紫外辐射和可见光辐射。,1、大气对辐射吸收的物理过程,（3）光致电离 任何原子都能被波长非常短的辐射所电离。具有足够能量的光子把电子从绕原子核旋转的外层轨道上剥离开来，这种过程称为光致电离。 也象光化反应那样

14、，光致电离要求辐射具有低于一定的临界能量波长的连续波。引起电离的辐射波长通常小于0.1m。,1、大气对辐射吸收的物理过程,大气对辐射的吸收过程分为三类：选择性吸收、光化反应、光致电离。当我们考虑大气对辐射的吸收时，我们主要关心的是气体分子的选择性吸收部分。 需弄清4个问题：（1）大气吸收的是哪一波长的辐射？（2）吸收这一波长辐射的物质成分是什么？（3）吸收物质在大气中含量有多少？（4）吸收该波长辐射能力的强弱如何？,2、吸收系数,单个粒子的吸收截面ab：粒子所吸收的辐射通量相当于面积ab从入射辐射场中所截获的辐射通量。 体积吸收系数：单位体积中各粒子吸收截面之和。 N：单位体积中吸收气体的分子

15、数； ab：单个粒子的吸收截面,（3-1）,质量吸收系数（p81）：1cm2气柱中单位质量的吸收物质吸收了原辐射能的份数，单位为cm2/g。 n：摩尔数； M：摩尔质量； N：数密度； NA：阿伏伽德罗常数； ：吸收气体密度； 代入（1）式得：,令 ：体积吸收系数； ：质量吸收系数 ：吸收气体密度,（3-2）,3、大气吸收光谱,（1）气体分子的波长选择性 短波辐射：主要是水汽，其次是氧、臭氧，而 CO2 吸收不多； 长波辐射：主要是水汽，其次是CO2和臭氧。 （2）大气吸收光谱,H2O 吸收约20%的太阳能量 几乎覆盖长波辐射整个波段 6.3m振动带 大于12m转动带,（2）大气吸收光谱,H2

16、O H2O主要集中在大气下层，吸收作用主要在对流层，特别是对流层下层。 液态水：吸收带与气态对应，波段向长波方向移动。,（2）大气吸收光谱,O2 主要在小于0.25m的紫外区： 舒曼-龙格带（0.125-0.2026m） 赫兹堡带(0.1961-0.2439m) 因小于0.25m的太阳辐射能量不到0.2%，吸收能量不多。 另外，O2在可见光波段有两个较弱吸收带： A带（0.76m） 、B带（0.69m) ，对太阳辐射的削弱不大。,（2）大气吸收光谱,O3 强吸收在的紫外区： 哈特来（Hartley）带最强 哈金斯（Huggins）带较弱 可见光区：查普尤（Chappuis）带较弱 O3层吸收太

17、阳辐射的2%平流层温度高的原因（图） 红外区： 4.7m、9.6m 、14.1m较强吸收带,（2）大气吸收光谱,（2）大气吸收光谱,O3 强吸收在的紫外区： 哈特来（Hartley）带最强 哈金斯（Huggins）带较弱 可见光区：查普尤（Chappuis）带较弱 O3层吸收太阳辐射的2%平流层温度高的原因 红外区： 4.7m、9.6m 、14.1m较强吸收带,（2）大气吸收光谱,CO2 大于2m的红外区： 较强中心： 2.7m、4.3m 、15m（图） 对长波辐射，以15m最重要,（2）大气吸收光谱,太阳辐射：紫外14m远红外辐射几乎全吸收，除812m的大气之窗。,（2）大气吸收光谱,紫外,

18、可见,红外,远红外,吸收率,（3）大气之窗：除了9.6m附近臭氧有一个较强的吸收带外，在812m波段，整层大气对长波辐射吸收很弱，称为大气之窗。,透射率（%）,O3,CO2,CO2,H2O,H2O,3 大气对辐射的吸收和散射,一、大气对辐射的吸收 二、大气对辐射的散射 三、辐射能在介质中的传输,Scattering - Example,Purely absorbing,With Scattering,Lambert- Beer Law does not apply here! Need to calculate true pathlength of light,Photon pathlengt

19、h L,Photon pathlength = L,L,1、散射过程分类,分子散射：散射能力与波长的四次方成反比，即散射具有波长选择性，散射能量分布呈对称球形。,1、散射过程分类,分子散射：散射能力与波长的四次方成反比，即散射具有波长选择性，散射能量分布呈对称球形。 米散射：散射对所有波长的辐射都同样地发生，无波长选择性，散射能量在入射光方向伸长，散射质点越大，偏离对称越多。,1、散射过程分类,散射在整个电磁波谱内都会发生，但散射的强弱及散射能 量的空间分布与波长、散射质点的相对大小有关 。 尺度数：,：尺度数 r：粒子半径 ：入射辐射波长,（3-3）,1、散射过程分类,（1）瑞利散射： 50

20、，r（大雨滴对可见光产生折射、反射现象,1、散射过程分类,散射类型是由入射辐射波长与质点半径的相对大小来确定。,r(m),2、散射削弱系数,一个粒子的散射截面sc，表示当有辐照度为E的辐射射入时，将把Esc的能量散射到四面八方。 散射削弱系数ksc：单位体积中各个粒子散射截面之和。,：第i个粒子的散射截面,2、散射削弱系数,对于N个相同的颗粒，如空气分子 对于不同大小的气溶胶散射粒子： r为粒子半径，n(r) 表示单位体积中半径从r到r+dr范围内的粒子数， m为复折射率。,（3-4）,（1）瑞利散射散射系数： N：单位体积中散射质点的数目； m：介质的折射指数； 对于处于特定状态的特定介质，

21、m和N都是确定的数值，则散射系数与波长的四次方成反比。,（3-5）,a、散射效率因子Qsc ：粒子的散射截面与粒子几何截面之比。 假定粒子为球状，则,（3-6）,（2）米散射散射系数：,sc：散射截面； r：散射粒子的半径；,从0变大，Qsc变大； =6时，Qsc=4（即max），此时粒子半径与波长相当； 继续增大时，Qsc波动，最后趋于2。,水滴散射效率因子随尺度数变化图,Qsc,b、米散射体积散射系数,假论一般大气条件下粒子是独立散射的，则单位体积中粒子的总散射截面就是各粒子散射截面之和，即得到散射系数,散射效率因子,（3-7）,（36）,问题1：为何晴朗的天空呈蓝色？云是白色的？,问题1

22、：为何晴朗的天空呈蓝色？云是白色的？,从0变大，Qsc变大； =6时，Qsc=4（即max），此时粒子半径与波长相当； 继续增大时，Qsc波动，最后趋于2。,Qsc,小结,瑞利散射的基本特征： 散射光强度和波长的4次方成反比，这也是天空为什么是蓝色的原因。 当入射光为自然光时，前后向散射呈对称分布。,小结,米散射的主要特点： 随着粒子尺度数a的增大，前向散射光在总散射光中的比值迅速增大，这就是所谓米效应。 在吸收不强时，散射效率Qsc随a的增大呈振动状态变化，最后趋向于2，即散射截面是几何截面的二倍。但当吸收增强时，Qsc曲线上的振动消失了。 散射截面随波长而变。当r很小时，和瑞利散射一样，与

23、波长四次方成反比；当r增大时，逐渐变为和n (0 n 4)；最后当r相当大时，和波长无明显关系。,3 大气对辐射的吸收和散射,一、大气对辐射的吸收 二、大气对辐射的散射 三、辐射能在介质中的传输,1、布格朗伯定律（比尔定律）,E,E+dE,dl,设有单色平行的定向辐射，辐照度为E，经过一有吸收介质的气层厚度dl后就要被吸收削弱，经过dl后辐照度变成E+dE，此时dE0,体积吸收系数,质量吸收系数,（3-8）,吸收介质,（3-2）,E,dl,设投到l=0处的辐照度为E，0，求经过厚度为l的气层后，辐照度的值E，l为多少，即在l=l处的辐照度？,E,E+dE,dl,l=0,E，0,l=l,E，l,

24、对(3-8)式移项积分得：,对于单色辐射，光经过介质吸收后，其辐照度呈指数衰减，此为比尔定律。,（3-9）,比尔定律也适用于散射引起的辐射衰减，若将散射和吸收的作用综合到一起，可得： 衰减系数或削弱系数,1、布格朗伯定律（比尔定律）,（3-10）,比尔定律也适用于散射引起的辐射衰减，若将散射和吸收的作用综合到一起，可得：,1、布格朗伯定律（比尔定律）,（3-10）,光学厚度,2. 辐射传输的有关物理量,(1)光学厚度:沿辐射传输路径，单位截面积上所有吸收物质和散射物质产生的总削弱，它为无量纲量。,质量削弱系数,体积削弱系数,（3-11）,若只考虑吸收，下标,（3-12）,(2) 光学质量 有些

25、情况下，吸收气体的吸收特性与其所处的状态（温度T，气压P）有关，因此我们需要对吸收系数进行订正，一般 ：气压为P，温度为T时质量吸收系数； ：参考状态P0=1atm，T0=273K的质量吸收系数； n：常数，由实验确定的订正因子；,(2) 光学质量 有些情况下，吸收气体的吸收特性与其所处的状态（温度T，气压P）有关，因此我们需要对吸收系数进行订正，一般,（3-13）,订正光学质量u,光学质量 订正光学质量（简称光学质量）,(3)单色透射率和单色吸收率 a、单色透过率 ：辐射通过一段大气路径后，对单色光而言，气层透射的辐射与投射于其上的辐射之比。 常将整层大气在垂直方向的透过率称为透明系数P,垂

26、直方向光学厚度,（3-16）,（3-17）,b、单色吸收率 ：气层吸收辐射与投射于其上辐射之比。 当大气路径内仅有吸收作用时， 当吸收物质很少时，因光学质量u很小，才能导出： 此时吸收率与物质的光学质量成正比。,（3-18）,（3-19）,第四章 地面和大气中的辐射过程,1 辐射的基本概念 2 辐射的物理规律 3 大气对辐射的吸收和散射 4 太阳辐射在地球大气中的传输 5 地球大气系统的长波辐射 6 地面、大气及地气系统的辐射平衡,4 太阳辐射在地球大气中的传输,一、太阳辐射及日地关系 二、大气上界太阳辐射光谱 三、太阳直接辐射 四、天空散射辐射 五、地面对太阳辐射的反射和吸收,1、太阳概况：

27、,s-sun g-globe 半径：rs =6.96105Km，rg =6370.9Km，rs 109rg 质量：ms 3.3105mg 体积：Vs 1.36106Vg 表面温度：Ts 5800K 地球接收太阳辐射为181016W， 约为太阳总辐射能量的22亿分之一。,2、日地关系,1月2日,2、日地关系,平均日地距离,1月2日,7月4日,问题：,四季的变化是怎么产生的？,2、日地关系,地球的公转产生了季节变化，地球的自转产生了昼夜变化，由于日地距离很远，在地球上看，太阳相当于一点光源，地球上接收的太阳辐射为平行光。,4 太阳辐射在地球大气中的传输,一、太阳辐射及日地关系 二、大气上界太阳辐射

28、光谱 三、太阳直接辐射 四、天空散射辐射 五、地面对太阳辐射的反射和吸收,1、太阳常数,太阳常数：大气上界在日地平均距离d0时，与日光垂直平面上的太阳的积分辐照度，称为太阳常数，用 表示。,（4-1）,1、太阳常数,大气上界太阳的分光辐照度,大气上界太阳的积分辐照度 (太阳常数),Average Solar Radiation on a Sphere,问题1：,当日地距离为d时，与日光垂直平面上的太阳的分光辐照度和积分辐照度分别为多少？,太阳,d,d0,如图，中心为太阳，以d0为半径和以d为半径两个球面所通过的辐射通量相等。,同理可得：,（4-2）,问题2：,已知太阳常数为1367 W/m2，

29、太阳光谱中最强波长 ，试计算太阳的有效温度和颜色温度。,太阳,地球,rs,d0,作业：（P120）习题1、2、4、5,2、大气上界太阳辐射能,（1）大气上界水平面上太阳辐照度计算,太阳高度角h：太阳光的入射方向和地平面之间的夹角。 太阳天顶角 ：太阳高度角的余角。,A,B,太阳高度角越大，等量的太阳辐射散布的面积就越小（图a） 地表单位面积上所获得的太阳辐射能就越大。（图b）,水平面上的太阳辐照度,与日光垂直平面上的太阳辐照度,AC面接收的辐射能与AB面上所接收的辐射能相等,由天文学公式可知,（4-3）,：地球上的地理纬度，-90度到90度。 ：太阳赤纬（日地中心连线与赤道平面的夹角），-23

30、27 （冬至）到2327（夏至）， 时为春秋分。 ：时角，定义为观测点的经圈与太阳重合后（即当地正午）地球自转的角度，每天变化2，正午时刻时角为0，-到（对应0-24点）。,（4-4）,2、大气上界太阳辐射能,（2） 日变化,2、大气上界太阳辐射能,（3）大气上界的日射总量,取T = 86400 秒，太阳常数单位为 W m-2 ，Qd 单位为Jm-2d-1。,（4-8）,a、 纬度变化：低纬地区Qd的年变化较小，而高纬地区年变化较大。 b、季节变化：北半球夏季各纬度间Qd的差别不大，冬季Qd则随纬度的增高而迅速下降，进入极圈甚至变为零。,（4）全球大气上界的日总量,由图可知：,大气上界太阳辐射

31、日总量Qd 随纬度的变化是决定地球上各纬度间气候差异的基本因素。 的日变化与Qd 的年变化，使得气温也具有日变化与年变化。 气温并非简单地取决于 和Qd 。,作业：（P120）习题6、7、8,4 太阳辐射在地球大气中的传输,一、太阳辐射及日地关系 二、大气上界太阳辐射光谱 三、太阳直接辐射 四、天空散射辐射 五、地面对太阳辐射的反射和吸收,假设：各吸收、散射过程相互独立 衰减系数： k,R 为气体分子散射所引起的衰减， k ,P 为气溶胶粒子的散射所引起的衰减 k ,O 为臭氧吸收所引起的衰减 k ,v 为水汽吸收所引起的衰减 k ,a 为其它均匀混合气体分子（主要是O2和CO2） 吸收所引起

32、的衰减。,1.地面太阳直接辐射,（4-9）,衰减系数：,1.地面太阳直接辐射,（4-10）,（4-11）,2.相对大气质量,大气质量数是倾斜路径的光学厚度与垂直路径光学厚度之比 日光倾斜入射时与自天顶入射时的光学质量之比,2.相对大气质量,（1）均匀混合气体，平面平行无折射均质大气,2.相对大气质量,（2）有折射地球非均质大气 Kasten经验公式 WMO推荐,2.相对大气质量,2、相对大气质量,由公式 (5.4.20)，如果在一段时间不变，则地面所测太阳直接辐射光谱仅随m 变化 最小二乘法得A、B值，,3大气上界太阳光谱的地面测量,y A B x,（4-17）,（4-16）,可推得 从而得到

33、大气上界太阳辐射， 此法称为长法。 长法缺点：需较长时间进行观测，保证m有相当大的变化范围 需睛朗稳定天气，以保证垂直光学厚度不变； 对紫外、红外太阳辐射观测不全，需补足；,3大气上界太阳光谱的地面测量,作业：（P120）习题11,4 太阳辐射在地球大气中的传输,一、太阳辐射及日地关系 二、大气上界太阳辐射光谱 三、太阳直接辐射 四、天空散射辐射 五、地面对太阳辐射的反射和吸收,天空散射辐射：水平地表面上的自天空各方向上大气散射来的太阳辐射，包括空气分子和大气气溶胶颗粒散射。,1、空气分子散射,2、气溶胶颗粒的散射 瑞利散射总存在，米散射因大气颗粒物而存在。 瑞利散射与波长四次方成反比，米散射

34、光谱接近入射辐射。 污染严重时天空呈现灰白色与气溶胶散射有关。,3、阳伞效应 由于云和气溶胶（特别是火山灰）对太阳辐射的强散射作用，导致到达地面的太阳辐射能减少，称为阳伞效应或反射效应。,4 太阳辐射在地球大气中的传输,一、太阳辐射及日地关系 二、大气上界太阳辐射光谱 三、太阳直接辐射 四、天空散射辐射 五、地面对太阳辐射的反射和吸收,五、地面对太阳辐射的反射和吸收,地面总辐射：到达水平地表面的太阳直接辐射与天空散射之和。,1 、地面反照率,地表反射率：与下垫面性质和状态有关。 反射率与地面状况、颜色、粗糙度、植被、土壤性质有关。 新雪：8095% 裸地：7%20%,各种地表对太阳辐射的反射率

35、（%）,2、云的反照率 云的反照率既依赖于云的厚度、相态和含水量等云的宏微观特性，而且和太阳高度角和下垫面反照率有关。,3、行星反照率 地球-大气系统的反照率称为行星反照率，它表示射入地球的太阳辐射被大气、云及地面反射回宇宙空间的总百分数。 目前认为全球的行星反照率数值可取0.30。是地球表面的反照率、 云反照率、大气的后向散射作用的综合结果。,第四章 地面和大气中的辐射过程,1 辐射的基本概念 2 辐射的物理规律 3 大气对辐射的吸收和散射 4 太阳辐射在地球大气中的传输 5 地球大气系统的长波辐射 6 地面、大气及地气系统的辐射平衡,5 地球大气系统的长波辐射,一、大气中长波辐射的特点 二

36、、长波辐射传输方程 三、漫射辐射透过率,（1）太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气的，而地面和大气辐射是漫射辐射。,漫射辐射,地表面,大 气,平行辐射,大气 散射,大气本身放射的辐射一部分向上进入太空，一部分向下到达地面，我们把向下到达地面的那部分大气辐射称为大气逆辐射。,（1）太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气的，而地面和大气辐射是漫射辐射。 （2）长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。 （3）太阳辐射在大气中传播时，仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，而未考虑大气本身辐射的影响。但考虑长波辐射在大气中的传播时，不仅要考虑大气对长波辐射的吸收，而且还要考虑大气本身

37、放射的长波辐射。 长波辐射在大气中传输是一种漫射辐射，是在无散射但有吸收，放射的介质中的传输。,一、大气中长波辐射的特点,5 地球大气系统的长波辐射,一、大气中长波辐射的特点 二、长波辐射传输方程 三、漫射辐射透过率,Schwarzchild 方程（5.5.3) (5.5.4) (5.5.7)式，理解（5.5.8) 式中各项含义 吸收+放出 总变化（5.5.3） Z坐标下方程（5.5.4） 光学厚度坐标 方程（5.5.7） 解方程 结果（5.5.8）,方程的解的形式为:(5.5.8a)(5.5.8b) 在已知吸收物质的吸收系数和光学厚度以及介质的温度分布以后，可以从理论上计算大气中辐射场的分布

38、。,5 地球大气系统的长波辐射,一、大气中长波辐射的特点 二、长波辐射传输方程 三、漫射辐射透过率,对于平行辐射， 单色透过率 对于漫射辐射，类似的 单色透过率,（3-16）,漫射辐射因子,第四章 地面和大气中的辐射过程,1 辐射的基本概念 2 辐射的物理规律 3 大气对辐射的吸收和散射 4 太阳辐射在地球大气中的传输 5 地球大气系统的长波辐射 6 地面、大气及地气系统的辐射平衡,6 地面、大气及地气系统的辐射平衡,一、地气系统辐射平衡 二、地球大气的保温效应 三、地面、大气和地气系统的辐射差额 四、地气系统总的辐射平衡图,一、地气系统辐射平衡,辐射差额（净辐射）=收入辐射能-支出辐射能,地球,RE,r,地气系统,若将入射到大气层顶的太阳辐射归一化为100个单位，其中被大气吸收的太阳辐射有20个单位（水汽、臭氧、尘埃吸收为16，云吸收为4），被地表吸收的有50个单位，被反射的太阳辐射有30个单位（空气分子散射为6，云反射为20，地面反射为4），太阳辐射达到平衡； 被地表吸收的50个单位太阳短波辐射中，20个单位以长波（即红外）辐射的形式进入大气（14个被大气中的水汽和二氧化碳吸收，6个直接透过大气进入太空），6个以感热的形式进入大气，24个以潜热的形式进入大气； 对大气而言，它吸收了