第 2 章 辐射收支与热量平衡
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第 2 章 辐射收支与热量平衡2.1 辐射的基础知识
2.2 太阳辐射
2.3 地面和大气的辐射
2.4 地面及地气系统的辐射差额
2.5 地面热量平衡及地气系统的热量收支
2.6 地面温度和气温的变化
物体以辐射的方式传递交换的能量物体以辐射的方式传递交换的能量
2.12.1 辐射的基本知识辐射的基本知识2.1.1 2.1.1 辐射与辐射能辐射与辐射能
辐射辐射
物体以电磁波或粒子流形式向周围传递或交换能量的方式。物体以电磁波或粒子流形式向周围传递或交换能量的方式。 辐射能辐射能
基本特性基本特性
波粒二象性（同时具备波的特质及粒子的特质波粒二象性（同时具备波的特质及粒子的特质 ））
辐射的波长辐射的波长
太阳辐射
2 、太阳辐射由 A 紫外线、 B 可见光、 C 红外线三部 分组成。
4 、太阳辐射是一种短波 辐射
3 、太阳辐射的能量主要 集中在可见光部分
1 、太阳辐射是一种电磁 波
A B C
名称名称 波长范围波长范围
紫外线紫外线 100100 埃～埃～ 0.40.4 微米微米
可见光可见光 0.40.4 微米～微米～ 0.760.76 微微米米
红红外外线线
近红外近红外 0.760.76 微米～微米～ 3.03.0 微微米米
中红外中红外 3.03.0 微米～微米～ 6.06.0 微微米米
远红外远红外 6.06.0 微米～微米～ 1515 微米微米
超远红外超远红外 1515 微米～微米～ 10001000 微微米米
微微波波
毫米波毫米波 11 ～～ 1010 毫米毫米
厘米波厘米波 11 ～～ 1010 厘米厘米
分米波分米波 1010 厘米～厘米～ 11 米米
色彩名称色彩名称 波长范围波长范围
紫紫 0.400.40 ～～ 0.430.43 微微米米
蓝蓝 0.430.43 ～～ 0.470.47 微微米米
青青 0.470.47 ～～ 0.500.50 微微米米
绿绿 0.500.50 ～～ 0.560.56 微微米米
黄黄 0.560.56 ～～ 0.590.59 微微米米
橙橙 0.590.59 ～～ 0.620.62 微微米米
红红 0.620.62 ～～ 0.760.76 微微米米
不同电磁波的具体波长范围不同电磁波的具体波长范围 波长和对应的颜色波长和对应的颜色
辐射能的度量和单位辐射能的度量和单位
辐射通量、辐射通量密度辐射通量、辐射通量密度
辐射通量及单位：辐射通量及单位：
定义：定义：单位时间通过任意面积上的辐射能量。单位时间通过任意面积上的辐射能量。
单位：单位： J·sJ·s-1-1 或或 WW
太阳的辐射通量约为太阳的辐射通量约为 3.903.90×10×1026 26 WW
辐射通量密度辐射通量密度（（ FF ））及单位及单位定义：定义：单位面积上的辐射通量。单位面积上的辐射通量。
单位： 单位： W/mW/m22
F=F= 辐射通量辐射通量 // 太阳表面太阳表面积积
dF
ds
dF
ds
辐射通量密度又被称为辐射通量密度又被称为辐射强度、辐射能力辐射强度、辐射能力
太阳的辐射通量密度约为太阳的辐射通量密度约为 6.346.34×10×107 7 W/mW/m22
太阳半径太阳半径 77×10×108 8
黑体概念黑体：是指能吸收投入到其面上的所有热辐射能的物体，是一种科学假想的物体，现实生活中是不存在的。但却可以人工制造出近似的人工黑体。
黑体模型
2.1.2 2.1.2 辐射的基本定律辐射的基本定律
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 概念概念
吸收率吸收率 (a)(a) ： ： a=Qa=Qaa/Q/Q
反射率反射率 (r)(r) ： ： r=Qr=Qrr/Q/Q
透射率透射率 (d)(d) ： ： d=Qd=Qdd/Q/Q
入入射射 反反射射
吸收吸收透透射射
aa 、、 rr 、、 dd 的变化的变化
黑体：黑体：对于投射到该物体上所有波长的辐射都能全部吸对于投射到该物体上所有波长的辐射都能全部吸 收的物体称为收的物体称为绝对黑体绝对黑体。故有：。故有：
aa ＝１，＝１， rr ＝＝ dd ＝０。 ＝０。
灰体：灰体：透射率透射率 dd ＝０＝０，吸收率，吸收率 aa ＝（１－＝（１－ rr ）），且，且 aa 不随不随波波 长而变化长而变化的物体。的物体。
2.1.2 2.1.2 辐射的基本定律辐射的基本定律 普朗克普朗克 ((Planck)) 定律定律 (( 黑体辐射的能量分布公黑体辐射的能量分布公
式式 )) 定律定律
在温度在温度 TT 一定时，黑体辐射能量与其波长（频率）、温度的关一定时，黑体辐射能量与其波长（频率）、温度的关系系
)1(
2
5
2
kT
hc
e
hcI
I ———— 辐射强度；辐射强度； h ——h —— 普朗克常数，普朗克常数， 6.6266.626×10×10-34 -34 J/sJ/s ；； kk —— —— 波尔兹曼常数，波尔兹曼常数， 1.381.38×10×10-23 -23 J/kJ/k ；；cc —— —— 真空中的光速，真空中的光速， 33×10×108 8 m/sm/s ；； —— —— 辐射波长，辐射波长， mm 。。
普朗克 (Max Karl Ernst Ludwig Planck, 1858―1947)
德国物理学家，量子物理学的开创者和奠基人。
普朗克的伟大成就，就是创立了量子理论， 1900 年 12 月 14 日他在德国物理学会上，宣读了以《关于正常光谱中能量分布定律的理论》为题的论文，提出了能量的量子化假设，并导出了黑体辐射的能量分布公式。这是物理学史上的一次巨大变革。从此结束了经典物理学一统天下的局面。劳厄称这一天为“量子论的诞生日”。
1918 年普朗克由于创立了量子理论而获得了诺贝尔奖金。
Planck
叶企孙
（ 1898 — 1977 ）
中国科学院学部委员（常务）（ 1955 ）
用 X 射线方法测定普朗克常量，在国际上沿用了 16 年
清华大学首任物理系主任（ 192
6 ）、首任理学院院长（ 1929 ）
Planck 定律的图示
右图给出了按普朗克定律描绘出的不同温度下黑体的单色辐射力随波长的变化情况。 由图可知，单色辐射力随着波长的增加，先是增大，然后又减小。
不同温度下黑体辐射强度与温度的关系不同温度下黑体辐射强度与温度的关系
意义意义
物体的温度愈高，放射能物体的温度愈高，放射能量最大值的波长愈短，随着量最大值的波长愈短，随着物体温度不断增高，最大辐物体温度不断增高，最大辐射波长由长向短位移。射波长由长向短位移。
太阳辐射是短波辐射（太阳辐射是短波辐射（ 0.170.17
~4~4μmμm ），地面和大气辐射是长），地面和大气辐射是长波辐射（波辐射（ 3~1203~120μmμm ）。）。
λλmm ＝＝ C/T C/T 或 或 λλmm T=C T=C
如果波长以如果波长以 μμmm 为单位，则常数为单位，则常数 CC ＝＝ 2.8972.897××101033μμm · Km · K ，于，于是上式为：是上式为：
维恩维恩 (Wien)(Wien) 位移定律位移定律 定律定律
绝对黑体的放射能力最强的波的波长绝对黑体的放射能力最强的波的波长 ((λλmm)) 与其本身的绝对与其本身的绝对
温度温度 ((TT)) 成反比。即：成反比。即：
λλmmTT ＝＝ 2897×102897×1033μμm·K m·K
根据根据 λλmm 算出的温度为色温度，故太阳色温度为算出的温度为色温度，故太阳色温度为 6100K6100K
维恩维恩 (Wien)(Wien) 位移定律位移定律
结论 : 在短波（高频）部分与实验符合得很好，但长波（低频）部分与实验不符。
维恩获得 1911 年诺贝尔物理学奖 短波吻合好 ,长波段差
维恩 - 德国物理学家 （ 1864-1928 ）
—斯蒂芬 波尔兹曼—斯蒂芬 波尔兹曼 (Stefan-Boltzmann)(Stefan-Boltzmann)定律定律 定律定律
黑体的总放射能力黑体的总放射能力（（ EETT ））与它本身绝对与它本身绝对
温度温度（（ TT ））的四次方成正比。即：的四次方成正比。即：
EET T ＝＝ σTσT 4 4
式中式中 σσ ＝＝ 5.67×105.67×10-8-8W.mW.m-2-2.K.K-4-4 ，为，为斯蒂芬—波尔兹曼常数斯蒂芬—波尔兹曼常数。。 意义意义
物体温度愈高，其放射能力愈强。物体温度愈高，其放射能力愈强。
根据根据 EE** 算出的温度为等效黑体温度，故太阳等效黑体温度为算出的温度为等效黑体温度，故太阳等效黑体温度为 5780K5780K
斯蒂芬—波尔兹曼斯蒂芬—波尔兹曼（（ 1844-1906,1844-1906, 奥地奥地利）利）
基尔荷夫基尔荷夫 ((kirchoffkirchoff)) 定律定律 ((选择吸收定律选择吸收定律 ))
定律定律
在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力 (e(eλ,Tλ,T) )
与物体对该波长的吸收率与物体对该波长的吸收率 (a(aλ,Tλ,T)) 的比值，只是温度和波长的函的比值，只是温度和波长的函
数，而与物体的其它性质无关。数，而与物体的其它性质无关。
TT
T Ea
e,
,
,
EEλ,Tλ,T 只是波长和温度的函数：只是波长和温度的函数：
在一定波长、一定温度下，一个物体的吸收率等于该物体同温度、同波长的放射率
推论推论
对不同性质的物体，放射能力较强的物体，吸收能对不同性质的物体，放射能力较强的物体，吸收能力力 也较强；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑体也较强；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑体 的吸收能力最强，所以它也是放射能力最强的物体。的吸收能力最强，所以它也是放射能力最强的物体。
对同一物体，如果在温度对同一物体，如果在温度 TT 时它放射某一波长的辐射时它放射某一波长的辐射，， 那么，在同一温度下它也吸收这一波长的辐射。那么，在同一温度下它也吸收这一波长的辐射。
物质如能强烈吸收某一波长的辐射，则一定能强烈物质如能强烈吸收某一波长的辐射，则一定能强烈地发射同一波长的辐射地发射同一波长的辐射
2.2 2.2 太阳辐射太阳辐射2.2.1 2.2.1 太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射光谱和太阳常数
太阳辐射光谱 太阳辐射光谱
定义：太阳辐射中辐射随波长的变化定义：太阳辐射中辐射随波长的变化
太阳常数 太阳常数 （（ II00 ）） 太阳常数及变化范围太阳常数及变化范围
定义：定义：当地球位于日地平均距离时当地球位于日地平均距离时 (( 约为约为 1.496×101.496×1088km)km) ，，地球大气上界，垂直于太阳光线单位面积上，单位时间内地球大气上界，垂直于太阳光线单位面积上，单位时间内获得的太阳辐射能。获得的太阳辐射能。
大气上界的太阳辐射光谱大气上界的太阳辐射光谱
图中：图中：
实线是大气上界实线是大气上界的太阳辐射光谱；的太阳辐射光谱；
虚线是温度在虚线是温度在 6,06,0
00K00K 时的黑体辐时的黑体辐射光谱。射光谱。
50%
43%
太阳辐射光谱示意
1. 读出图中的太阳光谱。
（短波辐射）
2. 物体的温度越高，辐射中最强部分的波长越短。
变化范围： 变化范围： 1325 1325 ～～ 1457 W/m1457 W/m22
世界气象组织推荐太阳常数值为世界气象组织推荐太阳常数值为 1367W/m1367W/m22 。。
约 1.5亿 km
大气圈
大气上界
太阳常数
02
20 Ir
rI
2.2.2 2.2.2 到达地球上界的太阳辐射（天文辐到达地球上界的太阳辐射（天文辐射）射）
1.1.日地距离 日地距离 （（ rr ））
地球上接收到的太阳辐射强度地球上接收到的太阳辐射强度 II 与日地距离与日地距离 rr 的平方成的平方成反比，与地球公转轨道的平均半径反比，与地球公转轨道的平均半径 rr00 成正比。成正比。
定义定义
2.2.2 2.2.2 到达地球上界的太阳辐射（天文辐到达地球上界的太阳辐射（天文辐射）射） 2.2.太阳高度角 太阳高度角 （（ hh））
太阳光线与地表水平面之间的夹角。太阳光线与地表水平面之间的夹角。（（ 0°≤h≤90°)0°≤h≤90°)
计算公式计算公式
sinsin h h ＝＝ sinφsinδ+cosφcosδcosωsinφsinδ+cosφcosδcosω
式中：式中： φφ为观测点纬度，为观测点纬度， δδ为太阳赤纬，为太阳赤纬， ωω 是时角是时角。。
太阳赤纬太阳赤纬 δδ:: 地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角
赤纬角以年为周期，在赤纬角以年为周期，在 +23 °26′+23 °26′ 与与 -23 °26′-23 °26′ 的范围内移动的范围内移动
太阳赤纬太阳赤纬 太阳赤纬的周年变化太阳赤纬的周年变化
23 °26′23 °26′-23 °26′-23 °26′
0 °0 °
0 °0 °
δδ ＝＝ 23.5sinN°23.5sinN°
δδ的计算公式的计算公式
δδ＝＝ 23.5sinN° 23.5sinN°
说明：说明：式中式中 N°N°以度为单位，是距春分日或秋分日最近的总以度为单位，是距春分日或秋分日最近的总
天数。春分日至秋分日取正值，否则，取负值。天数。春分日至秋分日取正值，否则，取负值。
特殊日期特殊日期 δδ 的的值：
春分日或秋分日：春分日或秋分日： δδ ＝＝ 0°0°
夏至日：夏至日： δδ ＝＝ 23.5°23.5°
冬至日：冬至日： δδ ＝＝ -23.5°-23.5° （（ 23.5°S23.5°S））
水平面上太阳辐射的计算水平面上太阳辐射的计算
hII sin
ωω 的确定的确定
ωω是用角度表示的时间，是用角度表示的时间，距离正午每差距离正午每差 11小时，时角相差小时，时角相差 15°15° 正午：正午： ωω＝＝ 00 ；； 上午：上午： ωω ＜＜ 00 ；； 下午：下午： ωω ＞＞ 00 。。
正午时刻正午时刻 hh 的计算公式的计算公式
hh 正午正午＝＝ 90°-φ+δ90°-φ+δ
举例： 已知某地的纬度为北纬 30º ，试计算出该地春分、秋分、夏至和冬至这四个特定日子正午时的太阳高度角。 解：已知 Φ=30º ， 正午 ω =0º ，代入公式得（ 1 ）春分、秋分时： δ=0º h=90º- （ 30º-0º ） =60º
（ 2 ）夏至时： δ=23º5 h=90º- （ 30º-23.5º ） =83.5º
（ 3 ）冬至时： δ=-23º5 h=90º- （ 30º+23.5º ） =36.5º
四季的形成四季的形成
3. 3. 白昼长度（日出到日没的间隔时间）白昼长度（日出到日没的间隔时间）
昼长的变化规律昼长的变化规律
夏季随纬度升高而加长，冬季随纬度升高而缩短，春、秋夏季随纬度升高而加长，冬季随纬度升高而缩短，春、秋分则不随纬度升高而变。分则不随纬度升高而变。
相同纬度，冬短夏长，春秋介于二者之间。相同纬度，冬短夏长，春秋介于二者之间。
计算公式计算公式
cosωcosω00 ＝＝ tanφtanδtanφtanδ
式中：式中： ωω 是时角；是时角； φφ为观测点纬度；为观测点纬度； δδ为赤纬为赤纬。。
h=0 （日出与日没），时角记为 ω0 ，则有 :
上式中，负根 (-ω0)相当于日出的时角，正根相当于日没的时角。 - ω0 <ω<ω0 因日出日没的时角绝对值相等，所以因日出日没的时角绝对值相等，所以 2200 就是白昼长度就是白昼长度
①全年赤道获得的太阳辐射最多，从赤道向极地随纬度增高而减小，极小值出现在极点。 ②夏半年在 20°～ 25° 的纬度带，获得太阳辐射最多，
由此向赤道和极地递减，最小值在极点。 ③冬半年赤道获得太阳辐射最多，随纬度增高迅速递
减。高低纬度之间的差值大。 ④同一纬度，冬、夏太阳辐射的差值，随纬度增高而
增大，即太阳辐射的年振幅随纬度增高而增大。
4. 4. 天文辐射的时空分布天文辐射的时空分布
不同纬度天文辐射的年变化不同纬度天文辐射的年变化
两分两至各日天文辐射量随纬度的变化两分两至各日天文辐射量随纬度的变化
1. 雨后天晴天空为何呈蓝色 ?
2. 早晨和傍晚太阳光为何呈红色 ?
3. 中午为何天空呈白色 ?
4. 有云的夜晚为何通常比晴朗的夜晚暖和一些？
5. 为何地球表面的平均温度为 15°°，而月球
6. 白天表面温度达 127 °°，夜晚降至 -183 °° ？？
7. 人们在吸烟的时候，从烟头上直接冒出的烟是蓝色的，而从吸烟者口里吐出的烟是白色的，这是为何？
思考
大气的热量是否直接来自太阳辐射呢？
大气对太阳辐射的削弱作用
表现形式：大气对太阳辐射的——
吸收
反射
散射
太太阳辐射在大气中的减弱阳辐射在大气中的减弱
地面
大气对太阳辐射的削弱作用
0-50-100 50 100
12
50
紫外线
红外线可见光
吸收红外线选择性
O3
CO2
水汽
吸收紫外线
⑵、到达地面的主要是可见光。⑶、大气直接吸收的太阳辐射的能量很少。
大气的吸收作用⑴、特点
O3
CO2水汽
O
16%
11 、、吸收作用吸收作用
氧、臭氧、水汽和氧、臭氧、水汽和 COCO22
气体成分气体成分 强吸收波段强吸收波段 弱吸收波段弱吸收波段
氧氧 <0.2μm<0.2μm 的紫外光的紫外光 0.69~0.76μm0.69~0.76μm 的可见光的可见光
臭氧臭氧 0.2~0.32μm0.2~0.32μm 的紫外光的紫外光 0.6μm0.6μm 的可见光的可见光
水汽水汽0.93~1.5μm0.93~1.5μm 的红外光的红外光
（三个强吸收带）（三个强吸收带）0.6~0.7μm0.6~0.7μm 的可见光的可见光（三个弱吸收带）（三个弱吸收带）
主要的吸收成分主要的吸收成分
各成分的吸收波段各成分的吸收波段
2.2.3 2.2.3 太阳辐射在大气中的减弱太阳辐射在大气中的减弱
大气对太阳辐射的吸收作用
地 面
高层大气
平流层
对流层
臭氧大量吸收紫外线
二氧化碳、水汽吸收红外线
（选择特性）
思考： 1、从臭氧、二氧化碳和水汽的吸收作用，可知大气吸收具有什么特性？2 、为什么大气直接吸收的太阳辐射能量是很少的？
（大气对太阳辐射中能量最强的可见光吸收得很少，大部分 可见光能够透过大气到地面）
氧原子吸收部分紫外线
1 、 O2 ：主要吸收小于 0.2 m 的紫外线。
2 、 O3 ：主要吸收 0.2-0.32 m 紫外线，这是一
个最强的吸收带，使太阳辐射光在波长小于 0.29
m 的紫外线不能到达地面 3 、 CO2 ：主要吸收 1. 46—2.78m 的红外线区。
4 、水汽：对太阳辐射吸收范围很广，主要吸收波长在 0.7—3 m 的红外线。 5 、水滴和尘埃：水滴和尘埃能吸收 0.59 m及 3
m附近的太阳辐射。 如图所示
⑴λ<0.31μm 在到达对流层前 就被全部吸收， 高层大气对大于 0.35μ 的太阳辐射几乎透明。
⑵λ 在 0.39-0.76μm 的可见光部分很少有吸收发生（无论高低层大气）
⑶λ 在 0.93-2.85μm 的红外辐射主要由对流层 中的水汽吸收。
地球地球 --太阳光谱的带状分布结构太阳光谱的带状分布结构
经过大气吸收后，入射辐射通量密度 E 入与吸收前的入射辐射通量密度 E 入∞满足关系式：
为光学厚度 ;
kλ 为空气对波长 λ 的辐射波的吸收系数。
)exp( EE
)sec
z
dzk
22 、太阳辐射散射、太阳辐射散射 散射散射
当太阳辐射通过大气时，遇到大气中的各种质点，当太阳辐射通过大气时，遇到大气中的各种质点，太阳辐射能的一部分散向四面八方，称为散射。太阳辐射能的一部分散向四面八方，称为散射。
分类分类 由由入射辐射波长 与散射质点的相对大小入射辐射波长 与散射质点的相对大小 rr ，，将散射分为将散射分为分子散射（瑞利散射）和米（分子散射（瑞利散射）和米（ G. MicG. Mic ））散射。散射。
rr 《《 时，分子散射时，分子散射
rr ≈ 时，米散射时，米散射
散射体散射体 : : 空气分子、尘粒、云滴空气分子、尘粒、云滴
散射光的强度与波长的四次方成反比
瑞利（英国 1842-1919 ）
提出者 散射质点的相对大
小 r
尺度参数α
特点 举例
瑞利散射（分子散
射）
瑞利（英国 18
42-1919 ）
r ＜＜ λ α＜ 0.1 散射有选择性，散射强度与波长的四次方成反比，散射呈对称球形
雨后天晴天空呈青蓝色；日落和日出时天空呈红
色米散射
（粗粒散射或漫射）
米（德国 18
56-1957 ）
r ≈λ 0.1＜ α＜ 50
散射无选择性，散射强度与波长无关
天空有云时呈现白色
瑞利散射与米散射比较瑞利散射与米散射比较
提出者 散射质点的相对大
小 r
尺度参数α
特点 举例
瑞利散射
米散射
33、云层和尘埃对太阳辐射的反射作、云层和尘埃对太阳辐射的反射作用用 参与反射作用的物质参与反射作用的物质
大气中较大的大气中较大的尘粒尘粒和和云滴、云层云滴、云层。。
云的反射作用云的反射作用
其反射能力随云状、云量和云厚而不同。其反射能力随云状、云量和云厚而不同。云量愈多，云量愈多，云层愈厚，反射愈强。云层平均反射率为云层愈厚，反射愈强。云层平均反射率为 50%50%～～ 55%55%。。
大气的反射作用：云
大气对太阳辐射的反射作用：
参与的大气成分：
特点：
大气对太阳辐射的散射作用：参与的大气成分：
云层、尘埃
无选择性
空气分子、微小尘埃、云滴
特点：具有选择性（瑞利散射）
作用形式
参与作用的大气成分 波长范围 作用特点
吸收
散射
反射
臭氧（平流层）
水汽、二氧化碳（对流层 ）
紫外线
红外线
吸收强烈，有选择性，大部分可见光可穿透
云层、尘埃各种波长同
样被反射无选择性，反
射光呈白色
空气分子、云滴、微小尘埃
蓝、紫色光最易被散射
向四面八方散射(瑞利散射有选择性 )
吸收、散射和反射比较
2.2.4 2.2.4 到达地面的太阳辐射到达地面的太阳辐射
到达地面的太阳总辐射由到达地面的太阳总辐射由太阳直接辐射太阳直接辐射和和散射辐射散射辐射组成组成
2.2.4.1 2.2.4.1 太阳直接辐射太阳直接辐射
定义
单位时间内以平行光形式投射到地表单位水平面积上的单位时间内以平行光形式投射到地表单位水平面积上的太阳辐射能太阳辐射能 QQ 。。
计算公式
QQ＝＝ I I · sin· sinhh exp(-σ) exp(-σ)ds
式中式中，， II 为太阳辐射强度； 为太阳辐射强度； hh 为为太阳高度角太阳高度角； ； σσ 为为光学厚度光学厚度
太阳高度角太阳高度角
太阳高度角与单位面积太阳辐射能太阳高度角与单位面积太阳辐射能
太阳高度小——经过的大气路程长——大气削弱多
太阳高度大——经过的大气路程短——大气削弱少
大气上界
大气透明度大气透明度
定义定义
光在铅直方向由大气外界传播至某一高度的过程中光在铅直方向由大气外界传播至某一高度的过程中 , , 透过透过
的光强占入射光强的比率。的光强占入射光强的比率。
影响因子影响因子
海拔、水汽、微尘、云雾海拔、水汽、微尘、云雾
日变化： 中午最大，日出日落时刻最小。日变化： 中午最大，日出日落时刻最小。
（（ 22 ））海拔：海拔愈高，地面接受的太阳总辐射愈强。 海拔：海拔愈高，地面接受的太阳总辐射愈强。
（（ 44 ）坡度坡向：北半球北回归线）坡度坡向：北半球北回归线 (23.5°N)(23.5°N) 以北地区，纬度以北地区，纬度 愈高，愈是表现出南坡向阳、北坡背阴，冬季比夏季显著。愈高，愈是表现出南坡向阳、北坡背阴，冬季比夏季显著。
（（ 33）云：一般云愈厚、愈多，太阳直接辐射愈弱，散射辐 ）云：一般云愈厚、愈多，太阳直接辐射愈弱，散射辐 射的比例增大。 射的比例增大。
太阳直接辐射的变化太阳直接辐射的变化
年变化： 夏季最大，冬季最小。年变化： 夏季最大，冬季最小。
（（ 11 ））纬度：由赤道向两极递减（最大值出现在北回归线附纬度：由赤道向两极递减（最大值出现在北回归线附近） 近）
影响太阳直接辐射的因素影响太阳直接辐射的因素
散射辐射的强弱，通常以到达水平面上的散射辐照度D来表示。
太阳辐射在通过大气层时，其中有一部分被空气近质点向四面八方弥散，它们有一部分向宇宙空间散失了，有一部分就散射在地面，这一部分就称为散射辐射。
2.2.4.1 2.2.4.1 散射辐射散射辐射
影响因子
主要受主要受太阳高度角（太阳高度角（ hh））和和大气透明度大气透明度 (P )(P )影响，影响，此外，此外，纬度、海拔、云量纬度、海拔、云量有直接和间接的影响。有直接和间接的影响。
定义
2.2.4.3 2.2.4.3 总辐射总辐射
到达地面的太阳总辐射是到达地面的太阳总辐射是太阳直接辐射太阳直接辐射和和散射辐射散射辐射的总和的总和
影响因子
太阳高度角太阳高度角 (h) (h) ：太阳总辐射与太阳高度呈正相关关系。：太阳总辐射与太阳高度呈正相关关系。
大气透明度大气透明度 (P)(P) ： 大气透明度差，到达地面的太阳直接： 大气透明度差，到达地面的太阳直接 辐射减少，故太阳总辐射减少。辐射减少，故太阳总辐射减少。
含义
全球在 2510--9210 MJ/(m2.a)之间，基本呈带状分布。因赤道附近云雨多，太阳辐射年总量高值区不是出现在赤道，而出现在纬度 20º附近。全球最大值出现在非洲东北部，约 9210MJ/(m2.a) 。
中国在 3350--8370 MJ/(m2.a) 之间。最高中心在青藏高原西南部，超过 8000 MJ/(m2.a) ，川黔地区仅为3350~3768 MJ/(m2.a) ，为全国最低区。
分布规律
不同性质下垫面的反射率不同性质下垫面的反射率
2.2.5 2.2.5 地面对太阳辐射的反射地面对太阳辐射的反射 地面反射率
被地面反射回大气和宇宙空间的那部分地面总辐射被地面反射回大气和宇宙空间的那部分地面总辐射
%100总Q
RA
Q 总是投射到地面总的辐射通量密度； R 是地面各方向上总反射通量密度
如将射入大气层的太阳辐射作为 100 单位：
32.5 为直接辐射 散射辐射为 18.5 。 大气吸收 16
云吸收 3
地面反射 4
云反射 20
大气散射 6
到达地面的只有 51
49
地面以自己的温度向外放射辐射能，称为地面以自己的温度向外放射辐射能，称为地面辐射地面辐射 ((FFss)) 。 。
影响因素影响因素
2.3.1 2.3.1 地面辐射地面辐射 ((FFs s ))
定义定义
波长范围波长范围3μm3μm ～～ 120μm120μm ，最大放射能力波长在，最大放射能力波长在 10μm10μm ～～ 15μm15μm
地面温度地面温度
2.32.3 地面和大气辐射地面和大气辐射
地面辐射是低层大气能量的主要来源
2.3.2 2.3.2 大气辐射和大气逆辐射大气辐射和大气逆辐射
大气逆辐射（大气逆辐射（ Fa ）：）：大气辐射中传向地面的辐射。大气辐射中传向地面的辐射。
定义定义
大气辐射 ：大气辐射 ：大气向外的辐射（大气向外的辐射（ 7~12μm7~12μm ）。）。
2.32.3 地面和大气辐射地面和大气辐射
2.3.3 2.3.3 大气对地面长波辐射的吸收大气对地面长波辐射的吸收
吸收成分吸收成分
水汽、液态水、二氧化碳 、臭氧等。
吸收波长范围吸收波长范围
（ 1 ）水汽和液态水： 6.5µm附近和大于 18 µm 以后的波长范围，吸收最强（ 2 ） CO2 ： 4.1~4.5µm 和 13.5~16.5µm 波长范围，吸收强
（ 3 ） O3 ： 8.3~10.6µm 波长范围，吸收很弱
影响因素影响因素
气温 、湿度、云况、海拔和地面状况等。气温 、湿度、云况、海拔和地面状况等。
大气之窗 8.5—12µm
2.3.4 2.3.4 地面有效辐射地面有效辐射 ((净红外辐射）净红外辐射）
地面有效辐射是地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差，其表达式为：
其中， F 为地面有效辐射； Fs 为地面辐射；a 为地面对大气逆辐射的吸收率 , Fa 为大气逆辐射。
)( 4asas FTaFFF
一般情况下，地面温度高于大气温度，即 F >0
影响地面有效辐射的因素（ Fs 为地面辐射； Fa 为大气逆射） :
1. 地面温度 : 地面温度高时， Fs 增强， Fa 增大
2. 大气温度 : 大气温度升高， Fa 增强， Fs 减小。
3. 空气湿度 : 湿度大，则 Fa 增强， Fs 减小。
4. 云 : 云量多且云层厚 时， Fa 增强， Fs 减小。 5. 海拔高度 : 随海拔高度的增加，水汽含量减少，
Fs 增大。
6. 雾 : 使 Fs 减小。为何人造烟幕弹能防御霜冻？
2.3.5 2.3.5 大气温室效应（保温效应）大气温室效应（保温效应） 温室效应温室效应
大气中水汽、各种微尘和二氧化碳等成分的存在，犹如温大气中水汽、各种微尘和二氧化碳等成分的存在，犹如温室覆盖的玻璃一样，阻挡了地面向外的辐射，增强大气逆辐射，室覆盖的玻璃一样，阻挡了地面向外的辐射，增强大气逆辐射，对地面有保温和增温作用，这种现象称为对地面有保温和增温作用，这种现象称为大气温室效应大气温室效应。。
大气中微尘和二氧化碳的增加，犹如在阳光下撑了一把伞，大气中微尘和二氧化碳的增加，犹如在阳光下撑了一把伞，减弱了到达地面的太阳辐射，对地面有降温作用，这种现象称之减弱了到达地面的太阳辐射，对地面有降温作用，这种现象称之为为大气阳伞效应大气阳伞效应。。
阳伞效应阳伞效应
大气对地面的保温效应
大气上界
地面地面增温
地面辐射
射向宇宙空 间
大气吸收
大气辐射
射向地面
太阳辐射
大气吸收地
面
吸
收
大气的受热过程及保温作用
太阳辐射
太阳辐射
（短）
大气上界
地 面地面增温
大气辐射 （长）
大气逆辐
射
射向宇宙空间射向宇宙空间
大气保温地面地面辐射 （长）
被大气中的吸收
CO2 、 H2O
大气增温
被大气吸收（少）
“太阳暖大地” “大气还大地” “大地暖大气”
大气的直接热源是地面
A
A1
A2
A
B
B1
B2
C
C1
C2
读左图，回答问题：1 、 A 、 B 、 C 中表示短波辐射是 （ ） ，表示长波辐射的是（ ） 。2 、 A1 小于 A 的原因是 （ ），具体表现为（ ）、（ ）、（ ）， A2更小的原因是（
）。
3 、 C1表示（ ）， C1>A2说明了（ ）。4 、 B1 称为（ ），有霜的夜晚 B1 （ ）。
AB 、 C
大气对太阳辐射的削弱作用
吸收 反射散射
大气吸收有选择性，对太阳辐射中能量最强的可见光
却吸收得很少
大气吸收地面辐射地面是大气的直接热源
大气逆辐射 小
太阳、地面和大气之间的热传递
太
阳地
面大 气
宇
宙
空
间
太阳辐射地面辐射
大气逆辐射
大气辐射
保温作用 地面辐射
削弱作用（吸收、反射、散射）
大气的热力作用 大气对太阳辐射的削弱作用
大气的保温效应
太阳辐射 大气
吸收作用
反射作用
散射作用削弱作用
地面 大气逆辐射
地面辐射
宇宙空间
保温效应间接
热源直接
热源
通过以上的学习，你学到了什么？
大气的热力作用对地球生态系统的重要性：1 、大气的热力作用，减少了气温日较差
2、大气的保温效应，形成了适宜生命的温度条件 仅从大气的热力作用，说明为什么地球表面温度的昼夜变化不像月球那样明显？
月球
夜间由于没有大气保温效应，月球表面辐射强烈，月面温度骤降 ( -183 )℃
白天，大气削弱了到达地面的太阳辐射，气温不会太高
夜间，地面辐射绝大部分热量又被大气逆辐射还给地面，使气温不致降得过低
白天，由于没有大气对太阳辐射的削弱作用，月面温度升得很高（ 127 ℃ ）
大气上界
地球1
根据所学知识解释自然现象：1 、日出前的黎明、日落后的黄昏，以及阴天，天空为什么仍是明亮的？
2 、为什么白天多云，气温比晴天低，夜间多云，气温又比晴天高？
3、为什么晴朗的天空呈蓝色？
4 、为什么赤道地区终年太阳高度较大，但它并不是全球太阳辐射强度最大的地区？
（大气对太阳辐射的散射作用）
（云层对太阳辐射的反射作用削弱了太阳辐射；云层中的水汽和尘埃大量吸收地面长波辐射，同时又以大气逆辐射返回地面）
（蓝色光最易被散射掉）
（赤道地区空气对流旺盛，多云雨，云量多，大气的反射作用强的原故）
5、在晚秋和寒冬，为什么霜冻多出现在晴朗的夜晚？
6、在寒冬，为什么人造烟幕能起到防御霜冻的作用？
7、某地昨天为晴朗的天气，今天为多云的天气，仅从大气的热力作用分析，哪一个气温日较差小？为什么？
（因为晴朗的夜晚，天空少云或无云，大气逆辐射弱，地面辐射的热量散失多，所以晚秋或寒冬晴朗的夜晚地面气温很低，容易出现霜冻）
（人造烟幕能增强大气逆辐射，减少夜晚地面辐射损失的热量，对地面起到保温作用，所以可防御霜冻）
（今天；多云天气，白天大气对太阳辐射的削弱作用强，气温不会太高，夜晚，大气逆辐射作用强，气温不会太低）
8 、人们在吸烟的时候，从烟头上直接冒出的烟是蓝色的，而从吸烟者口里吐出的烟是白色的，这是为何？ （人吸烟时，烟头冒出的烟是固体小颗粒，它对七色光中蓝色光的反射最强，所以我们看到的是蓝色的烟；而从吸烟者的口中吐出的烟，由于含有水蒸气小液滴，这些无色的小液滴对各色光的折射能力和反射能力都较强，所以我们看到是白色的烟（严格来说应该是白色的烟雾 ）
吸烟有害健康
RR ＝＝ ((QQ++ DD )(1)(1 ––AA)) - - FF
2.4.12.4.1 地面辐射差额地面辐射差额 ((RR)) 定义定义
在单位时间内，单位面积地面所吸收的辐射与放出单位时间内，单位面积地面所吸收的辐射与放出的辐射之差，称为的辐射之差，称为地面辐射差额地面辐射差额 ((RR)) 。。也称也称地面净辐射地面净辐射。 。
计算公式计算公式
2.4 2.4 地面及地气系统的辐射差额地面及地气系统的辐射差额
其中， Q 为到达地面的太阳直接辐射； D 为散射辐射； A 为地面对太阳辐射的反射率 , F 为地面有效辐射。
收 : 到达地面的太阳辐射能 Q 总 =S+D
地面接受的太阳辐射能 Q 总＇ =Q 总（ 1-A ）
（ A 为反射率） 支 : 地面有效辐射 F
2.4.1 2.4.1 地面辐射差额地面辐射差额 ((RR))
RR ＝＝ ((QQ++ DD )(1)(1 ––AA)) - - FF
（ 1 ） R>0 ，收大于支，有热量盈余；（ 2 ） R<0 ，收小于支，有热量亏损。
收 支
天气状况天气状况
有云的情况下，辐射差额变化不大。有云的情况下，辐射差额变化不大。
纬度愈低，纬度愈低， RR 保持正值的月份愈多。保持正值的月份愈多。
影响因素影响因素
纬度纬度
时间变化（日变化、年变化）时间变化（日变化、年变化）
白天白天，， RR>0>0 ，靠近正，靠近正午时午时 RR 达到最大值。达到最大值。夜夜间间，， RR<0<0 。。 RR由正变负由正变负的时间在日落前的时间在日落前 11小时小时；；由负变正在日出后由负变正在日出后 11小小时。时。
（ 1 ） 辐射差额日变化
夏季夏季辐射差辐射差额为正，最大额为正，最大出现最冷的月出现最冷的月份；份；冬季冬季为负，为负，最大出现最热最大出现最热的月份。的月份。
（ 2 ） 辐射差额年变化
（3）R随纬度的变化
高纬：夏季 R>0 ，冬季 R<0 。一年中辐射差额为负的月份随着纬度的增高而增多。
低纬 ： R>0
（3）R随纬度的变化
2.4.2 2.4.2 地气系统的辐射差额地气系统的辐射差额（地面辐射差额（地面辐射差额 ++ 大气辐射差额）大气辐射差额）
各纬度辐射差额长年平均值的分布图。可见：
（ 1 ）低纬度地区辐射差额大于0 ，有热量盈余；高纬度地区小于 0 ，有热量亏损。
（ 3 ）对于全球平均而言，辐射差额为零。
（ 2 ）高、低纬地区热量平衡，靠空气的湍流、洋流完成。
指以地面为下底、以大气顶为上底的整个铅直气柱内接收到的短波太阳辐射与大气上界向太空放出的长波辐射之差
0
0
地 -气系统的辐射差额随纬度增加而减少 ,逐渐由正值变成负值，正负值转换的纬度又因季节而向北或南位位移。
式中， R ：地面辐射差额（净得＞ 0 ，净失＜ 0 ）； LE ：地气潜热传输量（ L 为汽化潜热， E 为蒸发量或凝结量）； P ：地面与大气间湍流显热（感热）交换量； A ：为地表与其下层间 的热传输送量（ B ）和平流输送量（ C ） 之和。
0 APLER
2.5.1 2.5.1 地面热量平衡方程：地面热量平衡方程：
2.5 2.5 地面热量平衡及地气系统的热量收支地面热量平衡及地气系统的热量收支
上式表明：陆地上得到净太阳辐射的加热，与地面的潜热输送，感热输送， 地下储热量的变化量平衡。
R
B C
0 PLER
（ 1 ） 陆地表面年平均热量平衡方程：
2.5 2.5 地面热量平衡及地气系统的热量收支地面热量平衡及地气系统的热量收支
上式表明：陆地上得到净太阳辐射的加热，与地面的潜热输送，感热输送， 地下储热量的变化量平衡。
（ 2 ） 海洋年平均热量平衡方程：
0 CPLER
上式表明：水面上得到净太阳辐射的加热，与水面的潜热输送，感热输送，水体水平流动 的热量输送及水下储热量的变化量平衡。
2.5.2 2.5.2 热量平衡的日变化热量平衡的日变化
（ 1 ）白天：一般 R >0 LE >0 ， P >0 ， A >0
即白天多余的热量通过 P 、 LE 输送给大气，同时 A 上升，地面温度上升。
（ 2 ）夜晚： 一般 R < 0 LE ≈0 ， P <0 ， A < 0
即夜晚地面有效辐射失去的热量，没有太阳辐射能的补偿，只能通过感热交换从大气中获得能量和通过土壤降温来维持地
面辐射的平衡。
2.5.2.1 2.5.2.1 热量平衡的日变化热量平衡的日变化
不同的下垫面平衡关系有差别： 潮湿的下垫面，如草地，右图（ a ）
LE > P
干燥的下垫面，如干湖，右 图（ b ）
LE < P
干燥的热带大陆（右图）：
LE ≈0
R= P
R >0 ，
P >0 ，
多余的热量通过感热向大气
中输送。
2.5.2.1 2.5.2.1 热量平衡的年变化热量平衡的年变化
湿润的中纬度地区（右图）：
LE > P
R >0 ，
LE >0 ，
P >0 ，且 LE > P ，
湿润、蒸发量大。
冬季各月： R < 0 ， P >0 ， LE >0 ，
一定有 C < 0
亏损的热量由暖洋流带来 。
夏季各月：R >0 ， P >0 ， LE >0
一定有 C >0
多余的热量由暖洋流带 走。
2.5.2.3 2.5.2.3 海陆间的热量平衡海陆间的热量平衡
2.5.3 地气系统的热量收支
1. 地表： 吸收： 51 （直达 +散射） 支出：长波辐射 21 ， 感热 7 ， 潜热 232. 大气：
吸收： 太阳短波辐射 19 ， 地面长波辐射 15 感 热 7 、潜热 23 共吸收 19+15+7+23=64 支出： H2O ， CO2净发射38 云发射 26 共支出 38+26=64
2.6.1 2.6.1 地面温度的变化地面温度的变化 2.6.1.1 2.6.1.1 水陆表面热力情况的差异水陆表面热力情况的差异
2.6 2.6 地面温度和气温的变化地面温度和气温的变化
1. 热力性质差异（比热）： 水的比热平均比陆地大 3倍。水体增温快，降温也快；陆地则相反。
2. 对太阳辐射的吸收性能差异：
水体透射性强，吸收太阳辐射多；陆地则相反。
3. 导热方式不同
水体导热性能较好，水温变化和缓；陆地则相反。
4. 水面蒸发大于陆面 水面的热力过程具有调和平缓的特性，而陆地则有急剧多变的特性。
2.6.1 2.6.1 地面温度的变化地面温度的变化 2.6.1.2 2.6.1.2 陆地表面温度随时间的变化陆地表面温度随时间的变化
2.6 2.6 地面温度和气温的变化地面温度和气温的变化
ΔQ =R+LE+P+A 式中， R ：地面辐射差额（净得＞ 0 ，净失＜ 0 ）； LE ：蒸发耗散热量（ L 为汽化潜热， E 为蒸发量或凝结量）； P ：地面与大气间湍流（感热）交换量； A ：为地表与其下层间 的热传输送量（ B ）和平流输送量（ C ）
之和。
1. 日变化 （ 1 ）最高： 13 时；最低：日出时
（ 2 ） 1米深处土温没有明显日变化；最高、最低地温出现的时间随深度增加而线性后移。
2. 年变化 （ 1 ）最高： 7 月；最低 1 月（北半球）； ； （ 2 ）随深度增加极值出现的时间后移。
1．日变化 最高： 15~16 时 ； 最低：日出后
2．年变化 最高： 8 月； 最低： 2 月 降温季节垂直方向水温均匀
升温季节海洋表面有温度向上升高的暖层。
2.6.1.3 2.6.1.3 水温随时间的变化水温随时间的变化
max
海水表层温度由低纬向高纬递减
请分析：表层海水 的温度随纬度如何变化？
南纬 北纬
世界八月海洋表面水温分布图世界八月海洋表面水温分布图
为什么表层海水 的温度从低纬向高纬逐渐降低？
太阳辐射的纬度变化影响
1．传导： 地面和大气都是热的不良导体 2．辐射 ：是地面和大气最主要的热量交换方式 3．对流：是对流层 中热量交换的重要方式 4. 湍流：又称为显热交换 5．蒸发（升华）和凝结（凝华）：称为潜热交换
2.6.2 2.6.2 气温随时间的变化气温随时间的变化
2.6.2.1 2.6.2.1 大气传热的方式大气传热的方式
百叶箱
2.6.2.2 2.6.2.2 气温的变化气温的变化
今天中午真热啊！
是啊，不过早晨来的时候还挺凉呢。
真冷啊，挤挤还暖和！
太热啦，啃块大冰块还不过瘾！
北极地区
广州动物园
同一时间
某地气温日变化曲线气温（℃）
2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 时
2123
2527293133
29.7
24.5
最高值 最低值 最高值与最低值的差
气 温（℃）
时 刻（时）
日较差（定义）
5.229.7
午后 2 时24.5
日出前后
一天中气温的最高值与最低值之差
1．日变化 （一般） 最低： 日出前后 最高： 14 时
2.6.2.2 2.6.2.2 气温的变化气温的变化
（ 1 ）纬度：副热带最大，向两极减小（ 2 ）季节：日较差夏季大于冬季（ 3 ）下垫面的性质：海洋上气温日较差小于陆地（ 4 ）海拔高度：山谷大于山峰，凹地大于高地（小尺度地形区）；山地小于平原（大尺度地形区） （ 5 ）天空状况：阴天比晴天的气温日较差小
2．气温日较差
3. 年变化①
地面性质 气温最高月 气温最低月北半球大陆 7月 1月北半球海洋 8月 2月
② 年较差及其影响因素 :
纬度 :
海陆 :
地形 :
天气 :
低纬﹤高纬
陆地﹥海洋平原﹥附近山地
晴天﹥阴（雨）天
-10
20100
2010
-100
0
66.50N
66.50S
23.50N
23.50S
００
1 、等温线的分布为什么不跟纬线完全一致？2 、在世界年平均气温分布图上，为什么南半球的等温线比较平直，北半球的曲折较多？
1 月海平面平均气温示意图
7 月海平面平均气温示意图
同纬度 夏季 冬季
低
高
高
低
陆地
海洋
AA BB
010
AA BB
1020
※ 这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，夏季大陆温度比海洋温度高的缘故。南半球因陆地面积较小，海洋面积较大，因此等温线较平直，遇有陆地的地方，等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。
小常识： 等温线判读方法 1 、凸向法：凸高为低，凸低为高
所谓“高”，是指等温线的弯曲部位向高值方向凸出，这时弯曲所示部位为低值 (相对 )区域；“低”则与“高”相反，即等温线弯曲部位向低值凸出，弯曲所示部位为高值(相对 )区域。
2 、直射点法 ：点北陆凸北，点北海凸南；反之亦然
①当太阳直射点在北半球时，为北半球的夏半年，南半球为冬半年，全球大陆等温线向北凸出，海洋等温线向南凸出；
②当太阳直射点在南半球时，为北半球的冬半年，南半球的夏半年，全球球大陆等温线向南凸出，海洋等温线向北凸出。
2.6.3 2.6.3 气温地理分布特征气温地理分布特征
1．气温总体上从低纬向两极递减；
3．陆地气温冬季较同纬海洋地区低，夏季则较同纬海洋地区高；
4．等温线分布明显受洋流的影响；
5．南半球最低气温出现在南极洲，北半球夏季最低气温出现在北极地区，冬季冷极出现在西伯利亚和格林兰岛。
2．夏季等温线稀疏，冬季等温线密集；
读图，找出： 世界最高气温中国最高气温世界最低气温中国最低气温
世界最高气温：世界最高气温： 56.8 ℃56.8 ℃19211921 年年 77 月月 88 日巴士拉（伊拉克）日巴士拉（伊拉克）
中国最高气温：中国最高气温： 49.6 ℃49.6 ℃
19751975 年年 77 月月 1313 日吐鲁番日吐鲁番
世界最低气温：世界最低气温： -89.2 ℃-89.2 ℃ 19831983 年年 77 月月 2121 日南极洲俄罗斯东方站日南极洲俄罗斯东方站
北半球“寒极” ：北半球“寒极” ： -67.8 ℃-67.8 ℃ 18851885 年年 22 月俄罗斯奥依米亚康 月俄罗斯奥依米亚康
漠河漠河 -52.3-52.300CC
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