地面和大气中的辐射过程地面和大气中的辐射过程为什么要研究地气系统对太阳辐射的吸收和反射及地气之间的辐射交换过程？第七章第七章 大气辐射学大气辐射学为什么？2/763/76q地球作为飘浮在宇宙空间的地球作为飘浮在宇宙空间的一个物体，它只有通过一个物体，它只有通过辐射辐射过程过程才能与其周围环境交换才能与其周围环境交换能量并最终达到某种平衡。能量并最终达到某种平衡。q地球围绕着太阳运行，地球围绕着太阳运行，太阳辐太阳辐射射的能量是地球的能量是地球最重要的能源最重要的能源。因此需要研究太阳、地球及大气因此需要研究太阳、地球及大气中的辐射能交换，掌握辐射能量中的辐射能交换，掌握辐射能量在大气中传输和转换的规律。在大气中传输和转换的规律。4/76美国科幻影片美国科幻影片后天后天研究气候变化的科学家哈尔教授，他根研究气候变化的科学家哈尔教授，他根据观测和研究古气候的规律，提出据观测和研究古气候的规律，提出严重的温室效应将造成气温剧降严重的温室效应将造成气温剧降，地球将再次进入地球将再次进入冰河世纪冰河世纪的假设。结果，这个预言变成了现实的假设。结果，这个预言变成了现实.5/76美国科幻影片美国科幻影片后天后天描述了描述了“明天之后明天之后”的未来世界：的未来世界：北半球冰川融化，地球进入第二冰河期，龙卷风、海啸在北半球冰川融化，地球进入第二冰河期，龙卷风、海啸在全球肆虐，整个纽约陷入冰河的包围中。全球肆虐，整个纽约陷入冰河的包围中。6/76这一切都起源于温室效应，全球变暖这一切都起源于温室效应，全球变暖大气辐射与气候变化紧密关联大气辐射与气候变化紧密关联.7/76参考书目：参考书目：1、大气辐射导论、大气辐射导论.Kuo-NanLiou.周诗健等译周诗健等译.气象出版社，气象出版社，1985,2004.2、大气物理学、大气物理学.盛裴轩盛裴轩.毛节泰毛节泰.北京大学出版社，北京大学出版社，2002.3、大气辐射学、大气辐射学.刘长盛，刘文保编著刘长盛，刘文保编著.南大出南大出版社，版社，1990.4、大气辐射学基础、大气辐射学基础.尹宏尹宏.气象出版社，气象出版社，1993.8/86辐射观测辐射观测目前全国98个站，分为基准辐射站、一级站、二级站和三级站根据不同需求，开展太阳总辐射、散射辐射、太阳直接辐射、反射辐射和净全辐射观测等业务。9/86基准辐射站地面反照率测量塔地面反照率测量塔 辐射表辐射表 辐射表的架设辐射表的架设 基准辐射站，能够长期自动监测几种能基准辐射站，能够长期自动监测几种能反映气候变化特征的要素，作为我国的反映气候变化特征的要素，作为我国的辐射测量基准并用于其他太阳辐射资料辐射测量基准并用于其他太阳辐射资料的校准的校准 学什么？10/7611/76主要内容v7.1 辐射的基本概念辐射的基本概念 v7.2 辐射的物理规律辐射的物理规律 v7.3 地球大气与辐射的相互作用地球大气与辐射的相互作用 v7.4 太阳辐射在地球大气中的传输太阳辐射在地球大气中的传输 v7.5 地球地球大气系统的长波辐射大气系统的长波辐射 v7.6 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12/767.1 7.1 辐射的基本概念辐射的基本概念v定义：定义： 自然界中的一切物体自然界中的一切物体, ,只要温度在绝对温度零度以上只要温度在绝对温度零度以上, ,都以都以电磁波电磁波的形式时刻的形式时刻不停地向外传送热量不停地向外传送热量, ,这种这种传送能量的方式传送能量的方式称为称为辐射辐射。物体通过辐射所放出的能量，称为。物体通过辐射所放出的能量，称为辐射能辐射能，简称，简称辐射。辐射。 一般把这种电磁波能量本身称为辐射能（或简称为辐一般把这种电磁波能量本身称为辐射能（或简称为辐射），而把这种能量传播方式称为辐射射），而把这种能量传播方式称为辐射 。p分类：分类： 按激发电磁波的方式分为：按激发电磁波的方式分为：热辐射热辐射、电致辐射、光致辐射、电致辐射、光致辐射、化学致辐射化学致辐射。13/76q 电磁波描述：电磁波描述： 可以用频率可以用频率 f、波长、波长 、波数、波数和波速和波速c来描述，其间的关来描述，其间的关系为系为7.1.1电磁辐射14/76q不同波长或频率的电磁波有不同的物理特性，因不同波长或频率的电磁波有不同的物理特性，因此可以用此可以用波长频率波长频率来区分辐射，并给以不同的名称，来区分辐射，并给以不同的名称，称之为称之为电磁波谱电磁波谱。q在大气科学中，在大气科学中，波长波长的单位常用的单位常用m(10-6m)，但在但在紫外和可见光波段也用紫外和可见光波段也用nm(10-9m)。在红外波段习惯。在红外波段习惯上用上用波数波数表示，其单位常用表示，其单位常用cm-1，表示在，表示在1cm空间空间距离内有几个波动。距离内有几个波动。频率频率f 的单位则用赫兹的单位则用赫兹(Hz)等，等，表示一秒钟内有几次振动。表示一秒钟内有几次振动。15/7616/76色彩色彩 大脑对波长介于350-750nm之间的电磁辐射的视觉效应电磁辐射的视觉效应。光谱中光的波长不同，大脑所反映的颜色就不同。 7.1.1电磁辐射17/767.1.1 7.1.1 电磁辐射电磁辐射 v电磁波长范围：电磁波长范围： 10-16m(1m=10-6m)1012m 射线、射线、X X射线、紫外线、可见光、红外线，无线电波。射线、紫外线、可见光、红外线，无线电波。v大气科学关注波段：大气科学关注波段： 太阳、地球和大气辐射波段：太阳、地球和大气辐射波段：0.1m -120m,短波辐射：太阳辐射短波辐射：太阳辐射波长主要为波长主要为0.15-4微米，其中最大辐射微米，其中最大辐射波长平均为波长平均为0.5微米；微米；长波辐射：地面和大气辐射长波辐射：地面和大气辐射波长主要为波长主要为3-120微米，其中最大微米，其中最大辐射波长平均为辐射波长平均为10微米。微米。18/76电磁波谱电磁波谱19/76q肉眼看得见的是电磁波中很短的一肉眼看得见的是电磁波中很短的一段段: : 可见光波段可见光波段( (0.4-0.76 m)集中集中太阳辐射的主要能量，不但对地球太阳辐射的主要能量，不但对地球大气辐射收支有着重要影响，而且大气辐射收支有着重要影响，而且还提供人眼不同的色彩。还提供人眼不同的色彩。 可见光经三棱镜分光后，成为可见光经三棱镜分光后，成为一条由红、橙、黄、绿、青、蓝、一条由红、橙、黄、绿、青、蓝、紫七种颜色组成的光带，这光带称紫七种颜色组成的光带，这光带称为为光谱光谱。20/767.1.2 7.1.2 描述辐射场的物理量描述辐射场的物理量 v大气中的许多参量都是以大气中的许多参量都是以场场的的形式出现的，如温形式出现的，如温度场、气压场、风场等。度场、气压场、风场等。v其中温度场、气压场是标量场，风场是矢量场，其中温度场、气压场是标量场，风场是矢量场，它们都是空间和时间（它们都是空间和时间（x, y, z, t）的函数。）的函数。v辐射场则是比上述参量更复杂的场。辐射场则是比上述参量更复杂的场。21/761.1.辐射通量辐射通量(radiant flux)(radiant flux)q 指单位时间能通过某一平面（或虚拟平面）的辐射指单位时间能通过某一平面（或虚拟平面）的辐射能，也称辐射功率，单位为能，也称辐射功率，单位为J/sJ/s或或W W。辐射通量也可指。辐射通量也可指单位时间内某个表面发射或接收的辐射能单位时间内某个表面发射或接收的辐射能。以。以 表示表示辐射通量辐射通量。辐射能辐射能Q：单位为焦耳：单位为焦耳（J）22/762. 2. 辐亮度（辐亮度（RadianceRadiance）v引言引言 当我们白昼站在户外，抬头远望天空各个方当我们白昼站在户外，抬头远望天空各个方向时，都可以看到有光亮，而且也可感觉到不同向时，都可以看到有光亮，而且也可感觉到不同方向的光亮程度是不相同的。在靠近太阳的地方，方向的光亮程度是不相同的。在靠近太阳的地方，天空要亮一些，而在其反面，天空要暗些。天空要亮一些，而在其反面，天空要暗些。 在大气辐射中把这一亮度称为在大气辐射中把这一亮度称为辐亮度辐亮度L，是，是反映辐射场特性最重要的物理量。反映辐射场特性最重要的物理量。23/76q表达式：表达式： 现以现以 表示天顶角，表示天顶角， 表示方位。由上面的讨论可知，表示方位。由上面的讨论可知，天空辐亮度至少应是观测位置（天空辐亮度至少应是观测位置（x,y,z）、观测时间）、观测时间t和观测和观测方向（方向（ , ）的函数。若再考虑到不同颜色的光应有不同的）的函数。若再考虑到不同颜色的光应有不同的亮度，则应有亮度，则应有h-太阳高度角太阳高度角-太阳天顶角太阳天顶角-方位角方位角24/76立体角定义立体角定义类似于平面角。类似于平面角。一个锥体（圆锥、棱锥）其一个锥体（圆锥、棱锥）其顶角就是一个立体角。顶角就是一个立体角。定义：以锥体顶点为球心，以任意长定义：以锥体顶点为球心，以任意长r为半为半径做一球面，球面与锥面交线在球面上所围径做一球面，球面与锥面交线在球面上所围部分面积为部分面积为A(或称锥面在球面上所截取部分或称锥面在球面上所截取部分面积为面积为A），则立体角定义为），则立体角定义为，单位为球面度，记作，单位为球面度，记作sr(sphericalradian)25/76v物理意义物理意义： 在辐射传输方向上的单位立体在辐射传输方向上的单位立体角内，通过垂直于该方向的单位面积角内，通过垂直于该方向的单位面积的，单位波长间隔的辐射功率。此处的，单位波长间隔的辐射功率。此处 L L 的单位为的单位为 W mW m-2-2 sr sr-1-1m-1-1 。26/76odAnFA此定义针对传递非平行辐射的曲面。此定义针对传递非平行辐射的曲面。27/76v 特点特点：l一般来说，这个量表示了辐射场内任一点在任一一般来说，这个量表示了辐射场内任一点在任一方向上、任一波长处辐射的强弱程度。方向上、任一波长处辐射的强弱程度。l假如假如L与观测位置（与观测位置（x, y, z）无关，则辐射场是）无关，则辐射场是均匀均匀的；的；l假如假如L与观测方向（与观测方向（ , ）无关，则辐射场在该）无关，则辐射场在该点是点是各向同性各向同性的；的；l假如假如L与时间与时间t无关，则辐射场就是无关，则辐射场就是定常定常的。的。 28/76v定义定义 辐射场内任一点处通过单位面积的辐射功率，辐射场内任一点处通过单位面积的辐射功率，也称为也称为辐照度辐照度（Irradiance），以），以E表示。可认为表示。可认为通过一空间平面的辐射通量密度是从各个方向射来通过一空间平面的辐射通量密度是从各个方向射来的辐亮度在法线方向分量的累加的辐亮度在法线方向分量的累加，即，即注：这里注：这里 为辐亮度方向与平面法线之间的交角。为辐亮度方向与平面法线之间的交角。 3.辐射通量密度辐射通量密度29/76v计算水平面上的辐射通量密度时，分别对上半计算水平面上的辐射通量密度时，分别对上半球和下半球射入辐射的垂直分量进行积分。球球和下半球射入辐射的垂直分量进行积分。球坐标中的立体角为坐标中的立体角为d=sin d d 。其中。其中 角角的取法是（不同文献的规定可能不同）：规定的取法是（不同文献的规定可能不同）：规定水平面的法线方向是自下向上，水平面的法线方向是自下向上， 角从法线方角从法线方向开始顺时针从向开始顺时针从0 增大到增大到180 。因此，向。因此，向上辐射的上辐射的 为为0 到到90 ，向下辐射的，向下辐射的 为为90 到到180 。有。有 30/76v净辐照度净辐照度 其中其中E 为自下向上的辐射通量密度，为自下向上的辐射通量密度，E 为自上向下的辐射通量密度，这二个为自上向下的辐射通量密度，这二个辐射通量密度之差称为净辐射通量密度辐射通量密度之差称为净辐射通量密度或净辐照度，写为或净辐照度，写为v净辐射通量密度的单位为净辐射通量密度的单位为W m-2 m-1。其。其值的正和负，分别代表了值的正和负，分别代表了从上往下的净从上往下的净辐射通量密度和从下往上的净辐射通量辐射通量密度和从下往上的净辐射通量密度。密度。31/76q净辐射通量密度在讨论大气辐射平衡时有重净辐射通量密度在讨论大气辐射平衡时有重要的应用。要的应用。例如例如讨论一薄层空气，它的上边讨论一薄层空气，它的上边界有一个向下的净辐射通量密度，而其下边界有一个向下的净辐射通量密度，而其下边界有一个向上的净辐射通量密度。那么对这界有一个向上的净辐射通量密度。那么对这气层而言，辐射能的收支是正的，气层温度气层而言，辐射能的收支是正的，气层温度将升高；反之，气层将降温。将升高；反之，气层将降温。32/764.辐射源辐射源q往外往外发射发射辐射的物体称为辐射源。最简单的辐辐射的物体称为辐射源。最简单的辐射源是点源。假设源向四周发射是均匀的，发射射源是点源。假设源向四周发射是均匀的，发射辐射的功率为辐射的功率为W，则在以点源为中心、半径为，则在以点源为中心、半径为r的球表面上的辐照度为的球表面上的辐照度为33/76v这里辐射传输的方向都在半径方向。可见，点源这里辐射传输的方向都在半径方向。可见，点源的辐照度随距离的变化服从反平方规律。的辐照度随距离的变化服从反平方规律。v在离点辐射源距离相当大并且在讨论相对比较小在离点辐射源距离相当大并且在讨论相对比较小范围中的问题时，可以把由点源发出的辐射当作范围中的问题时，可以把由点源发出的辐射当作平行辐射或平行光来处理。在大气辐射中，我们平行辐射或平行光来处理。在大气辐射中，我们常把来自太阳的直接辐射看作平行光。常把来自太阳的直接辐射看作平行光。 34/76q对于平行辐射对于平行辐射, ,若需计算地面接收到的太阳辐射，若需计算地面接收到的太阳辐射，设太阳的天顶角为设太阳的天顶角为，则该地水平面上接收的太阳，则该地水平面上接收的太阳积分（所有波长）辐照度为积分（所有波长）辐照度为35/76v面辐射源：面辐射源的特点是它可以向面辐射源：面辐射源的特点是它可以向2立体角立体角中发射辐射能。中发射辐射能。v对面辐射源首先关心的是其对面辐射源首先关心的是其辐出度，即通过单位辐出度，即通过单位面积在面源的法线方向射出的能量大小（辐射出面积在面源的法线方向射出的能量大小（辐射出射度）或辐射率。射度）或辐射率。以以F表示，其单位是表示，其单位是W m 2。对。对于某一波长，可写成于某一波长，可写成 ，并且有，并且有v 称为谱（或单色、分光）辐出度，单位是称为谱（或单色、分光）辐出度，单位是W m 2 mm 1。36/76q一般来说，辐射面源射向各个方向的辐亮度是不一般来说，辐射面源射向各个方向的辐亮度是不同的，具有方向性。若辐亮度不随方向同的，具有方向性。若辐亮度不随方向 变化，这变化，这类辐射体就称为类辐射体就称为朗伯体（朗伯面）朗伯体（朗伯面）。q朗伯体是向所有方向以同一辐亮度发射辐射的物朗伯体是向所有方向以同一辐亮度发射辐射的物体。在体。在大气辐射大气辐射研究中，朗伯体是一个重要的概念，研究中，朗伯体是一个重要的概念，我们常常把我们常常把太阳、陆地太阳、陆地表面看作朗伯面；而平静的表面看作朗伯面；而平静的水面因水面因有反射有反射，则不能当作朗伯面处理。，则不能当作朗伯面处理。37/767.2 7.2 辐射的物理规律辐射的物理规律38/767.2 7.2 辐射的物理规律辐射的物理规律7.2.1吸收率、反射率和透射率吸收率、反射率和透射率q设设投射到物体的辐射能为投射到物体的辐射能为Q Q0 0，被吸收的部分为被吸收的部分为Q Qa a、被反射被反射的部分为的部分为Q Qr r、被透射的部分为被透射的部分为Q Qt t。从能量守恒考虑应有。从能量守恒考虑应有Q0QrQaQt39/76v定义：定义： v当物体不透明时，当物体不透明时， = 0，则有，则有A + R = 1，这，这时时反射率大的物体吸收率一定小反射率大的物体吸收率一定小。吸收率吸收率反射率反射率透射率透射率40/76q吸收率、反射率、透射率的概念可用于吸收率、反射率、透射率的概念可用于各种波长各种波长的条件。的条件。对于单色对于单色(或分光或分光)辐射的场合，称为单色辐射的场合，称为单色(或分光、谱或分光、谱)吸收率、吸收率、反射率和透射率。分别记为反射率和透射率。分别记为A ,R , 。而对于某一个波段，。而对于某一个波段，也有相应的该波段的吸收率、反射率和透射率。也有相应的该波段的吸收率、反射率和透射率。q各种物体对不同波长的辐射具有不同的吸收率与放射率，各种物体对不同波长的辐射具有不同的吸收率与放射率，构成了该物体的构成了该物体的吸收光谱或辐射光谱。吸收光谱或辐射光谱。41/76v如果某一物体对任何波长的辐射都能如果某一物体对任何波长的辐射都能全部吸收，即全部吸收，即A = 1，则称该物体为，则称该物体为绝绝对黑体，对黑体，相应的必有相应的必有R = 0 , = 0 。v如果物体仅对某一波长全部吸收，即如果物体仅对某一波长全部吸收，即A = 1，则称该物体，则称该物体对这一波长为黑体对这一波长为黑体。v绝对黑体绝对黑体在自然界是在自然界是不存在不存在的。的。1.黑体黑体42/76q注意注意: :这里所讨论的这里所讨论的黑体黑体与一般所谓与一般所谓黑色物体黑色物体是有是有区别的，黑色物体只表明它对可见光的反射性质。区别的，黑色物体只表明它对可见光的反射性质。q我们不能根据物体的颜色来判断它对其它波段的我们不能根据物体的颜色来判断它对其它波段的吸收能力，例如洁白的雪面对远红外波段而言，远吸收能力，例如洁白的雪面对远红外波段而言，远比一般物体更接近于黑体。比一般物体更接近于黑体。43/762.灰体灰体q如果物体的吸收率如果物体的吸收率A A 不随波长而变不随波长而变, , 但但A A 1 1，则称该物体为灰体。例如地，则称该物体为灰体。例如地面对于长波辐射的吸收率近于常数，面对于长波辐射的吸收率近于常数，故可认为故可认为地面为灰体地面为灰体，而且吸收率，而且吸收率A A 极近于极近于1 1。 44/767.2.27.2.2平衡辐射的基本规律平衡辐射的基本规律 v辐射平衡：辐射平衡： 自然界的任何物体都通过辐射过程自然界的任何物体都通过辐射过程交换着能交换着能量量。当物体放射出的辐射能恰好等于吸收的辐射。当物体放射出的辐射能恰好等于吸收的辐射能时，该物体处于辐射平衡。这时物体处于热平能时，该物体处于辐射平衡。这时物体处于热平衡态，可以用态函数衡态，可以用态函数温度来描述。温度来描述。 一般认为地面至一般认为地面至60公里以下公里以下的大气处于的大气处于局局地辐射平衡地辐射平衡状态，因此可用平衡辐射的规律来解状态，因此可用平衡辐射的规律来解决平流层以下的决平流层以下的大气辐射学问题大气辐射学问题。45/76q平衡辐射的基本规律：平衡辐射的基本规律： 物体处于热动平衡状态下物体处于热动平衡状态下发射发射和和吸收吸收辐射的物理规辐射的物理规律，即律，即 1.1.基尔霍夫定律基尔霍夫定律 2.2.普朗克定律普朗克定律 3.3.斯蒂芬斯蒂芬波尔兹曼定律波尔兹曼定律 4.4.维恩定律维恩定律46/76一一. .基尔霍夫基尔霍夫（Kirchhoff）定律）定律 v基尔霍夫基尔霍夫在在1859年论证出在年论证出在热平衡条件下，任何物体的热平衡条件下，任何物体的辐射率辐射率F, T（辐出度）和它（辐出度）和它的的吸收率吸收率A, T之之比值比值是一个是一个普适函数。该普适函数只是普适函数。该普适函数只是温度温度和和波长波长的的函数函数，而与物，而与物体的性质无关。体的性质无关。47/76其公式为：其公式为：为物体在温度为物体在温度T下对波长为下对波长为的辐射能的的辐射能的单色吸收率单色吸收率为温度为为温度为T的物体所发射的波长为的物体所发射的波长为的的单色辐出度单色辐出度是与物体的性质无关的普适函数是与物体的性质无关的普适函数48/76v如如果果有有几几种种物物体体，在在同同一一温温度度，对对同同一一波波长长的的吸吸收收率率分分别别为为A1,T ，A2,T ，A3 ,T ，A4,T ，A5,T ，辐辐出出度度分分别别为为 F 1,T ，F 2,T ，F 3,T ，F 4 ,T ，F 5 ,T ，则有则有当某一物体对该波长为黑体当某一物体对该波长为黑体(A,T =1)时，其辐出度就时，其辐出度就等于等于f (,T)。现以。现以FB(,T)表示黑体的辐出度，则表示黑体的辐出度，则有有FB (,T)= f (,T)。49/76通常定义物体的放射能力和黑体的辐射能力之比通常定义物体的放射能力和黑体的辐射能力之比为比辐射率为比辐射率则基尔霍夫定律也可以表达为则基尔霍夫定律也可以表达为50/76FB (l,T )= f （l,T）（1）（2）,T = F l,T /FB (l,T )（3）推导过程推导过程A, T 吸收率；吸收率；F, T 辐射率辐射率/辐出度辐出度;FB (,T)黑体黑体辐出度辐出度; ,T 比辐射率比辐射率51/761、引申结论、引申结论1）不同物体在同温下，对同一波长的辐射，辐射能）不同物体在同温下，对同一波长的辐射，辐射能力强的物体，吸收能力也强；力强的物体，吸收能力也强；2）某物体在某温度下，若放射某波长的辐射，则该）某物体在某温度下，若放射某波长的辐射，则该物体一定吸收该波长的辐射；若不吸收某波长的辐物体一定吸收该波长的辐射；若不吸收某波长的辐射，则该物体一定也不放射这个波长的辐射。射，则该物体一定也不放射这个波长的辐射。52/762、意义、意义1）它把物体的放射能力与吸收能力联系起来只要知道了）它把物体的放射能力与吸收能力联系起来只要知道了某种物体的吸收率，也就知道了它的比辐射率某种物体的吸收率，也就知道了它的比辐射率2）它把各种物体的放射、吸收与黑体的辐射能力联系起）它把各种物体的放射、吸收与黑体的辐射能力联系起来。来。有了这种联系以后，我们就可以根据对黑体有了这种联系以后，我们就可以根据对黑体辐射的研究结果来了解一般物体的辐射规律，辐射的研究结果来了解一般物体的辐射规律，而对于绝对黑体的研究，无论从实验上或理而对于绝对黑体的研究，无论从实验上或理论上都是比较简单的。论上都是比较简单的。53/763、适用范围、适用范围处于辐射平衡的任何物体处于辐射平衡的任何物体对流层和平流层中的大气，地球表面都可对流层和平流层中的大气，地球表面都可看作处于辐射平衡状态，因而可以直接应用这看作处于辐射平衡状态，因而可以直接应用这一定律。一定律。辐射平衡：当物体放射出的辐射能恰好等于辐射平衡：当物体放射出的辐射能恰好等于吸收的辐射能时，称该物体处于辐射平衡。吸收的辐射能时，称该物体处于辐射平衡。54/76Max Karl Ernst Ludwig Planck （1858-1947）德国物理学家，量子力学的开德国物理学家，量子力学的开创人创人二、普朗克（二、普朗克（Planck）定律）定律1900年年M.Planck依据量依据量子理论导出了黑体辐射关子理论导出了黑体辐射关于于温度温度T和和波长波长的函数的函数关系式关系式55/76v公式：公式： 绝对黑体的辐射光谱对于研究一切物体的辐射规律具绝对黑体的辐射光谱对于研究一切物体的辐射规律具有根本的意义。有根本的意义。普朗克定律关系式为：普朗克定律关系式为：v FB(,T )是绝对黑体的分光辐出度，单位为 W m 2 m 1 。v第一辐射常数 W m4 m2v第二辐射常数 m Kv其中c为光速，h为普朗克常数，k 为波尔兹曼常数。 56/76v说明说明 绝对黑体的分光辐出度只是向各个方向射绝对黑体的分光辐出度只是向各个方向射出能量在表面法线方向分量的总和，是通量。由出能量在表面法线方向分量的总和，是通量。由于绝对黑体是朗伯体，服从朗伯定律的，因此于绝对黑体是朗伯体，服从朗伯定律的，因此黑黑体的分光辐亮度体的分光辐亮度（W m 2m 1sr 1）为）为 B( ,T)称为称为普朗克函数普朗克函数，也常写为，也常写为B (T)。57/76朗伯体朗伯体v若辐亮度不随方向若辐亮度不随方向 变化，这类辐射变化，这类辐射体就称为体就称为朗伯体（朗伯面）朗伯体（朗伯面）。朗伯体。朗伯体是向所有方向以同一辐亮度发射辐射是向所有方向以同一辐亮度发射辐射的物体。在的物体。在大气辐射大气辐射研究中，朗伯体研究中，朗伯体是一个重要的概念，我们常常把是一个重要的概念，我们常常把太阳、太阳、陆地陆地表面看作朗伯面。表面看作朗伯面。58/76由普朗克定律可以得出各种温度下绝对黑体的由普朗克定律可以得出各种温度下绝对黑体的辐射光谱曲线辐射光谱曲线59/76v下表列出了与上图对应的不同温度时黑体辐射光谱的下表列出了与上图对应的不同温度时黑体辐射光谱的峰值波长、相应的辐亮度峰值波长、相应的辐亮度B B( (, ,T T) )、黑体总的辐射能力、黑体总的辐射能力F FT T以及辐亮度下降到峰值的一半时的左右二个波长。以及辐亮度下降到峰值的一半时的左右二个波长。1）理论上，任何温度的绝对黑体都放射波长理论上，任何温度的绝对黑体都放射波长 0 0 mm mm 的辐射，但温度不同，辐射能量集中的波的辐射，但温度不同，辐射能量集中的波段也就不同。显然，随着温度的下降，辐射能量集段也就不同。显然，随着温度的下降，辐射能量集中的波段向长波方向移动。中的波段向长波方向移动。 2 2）当温度升高时，各波段放射的能量均加大，积）当温度升高时，各波段放射的能量均加大，积分辐射能力分辐射能力F FT T也随着迅速加大，且能量集中的波段也随着迅速加大，且能量集中的波段向短波方向移动。例如当加热一块铁时，随着温度向短波方向移动。例如当加热一块铁时，随着温度的升高，铁块向外辐射的能量增加，而且颜色由暗的升高，铁块向外辐射的能量增加，而且颜色由暗红变红，再变黄直至发出耀眼的白光红变红，再变黄直至发出耀眼的白光。3 3）每一温度下，都有辐射最强的波长）每一温度下，都有辐射最强的波长maxmax，即光谱，即光谱曲线有一极大值，而且随温度升高，曲线有一极大值，而且随温度升高，maxmax变小变小。61/76 1879年年斯斯蒂蒂芬芬由由实实验验发发现现，1884年年波波尔尔兹兹曼曼由由热热力力学学理理论论得得出出：绝绝对对黑黑体体的的积积分分辐辐出出度度与与其其温温度度的的4次次方方成成正正比比，即即v称为斯蒂芬称为斯蒂芬 波尔兹曼常数波尔兹曼常数v有有效效温温度度（等等效效黑黑体体温温度度）Te: 把把实实际际物物体体的的FT代代入入上上面面公式所求出的温度称为此物体的有效温度。公式所求出的温度称为此物体的有效温度。三三.斯蒂芬斯蒂芬玻尔兹曼玻尔兹曼(StefenBoltzmann)定律定律62/76维恩维恩维恩是一位理论、实验都有维恩是一位理论、实验都有很高造诣的物理学家。很高造诣的物理学家。劳厄的评价：劳厄的评价：“他的不朽的业绩他的不朽的业绩在于引导我们走到量子物理学的在于引导我们走到量子物理学的大门口大门口”。四、四、Wien位移定律位移定律（1864-1928）德国物理学家德国物理学家1911年因发现了热辐射定律获年因发现了热辐射定律获诺贝尔物理学奖。诺贝尔物理学奖。63/76q1893年维恩从热力学理论推导出年维恩从热力学理论推导出黑体辐射光谱极大值黑体辐射光谱极大值对应的对应的波波长长 max和和温度温度T T的乘积为一常数的乘积为一常数q由此可知，若黑体温度越高，则由此可知，若黑体温度越高，则 max愈小，故称愈小，故称维恩位移定律维恩位移定律。若我们知道一绝对黑体的温度，就可由此求出它辐射最强的波长。若我们知道一绝对黑体的温度，就可由此求出它辐射最强的波长。反之，由辐射最强的波长也可以确定绝对黑体的温度，这是用光反之，由辐射最强的波长也可以确定绝对黑体的温度，这是用光谱方法测定物体温度的基础。由维恩位移定律求出的温度称为谱方法测定物体温度的基础。由维恩位移定律求出的温度称为颜颜色温度色温度或简称色温。或简称色温。维恩（维恩（Wien）定律）定律64/76维恩位移定律维恩位移定律实验发现：当绝实验发现：当绝对黑体的温度升对黑体的温度升高时，单色辐出高时，单色辐出度最大值度最大值 m m 向向短波方向移动。短波方向移动。1700k1500k1300kF(,T)65/76小 结v有了上述有关辐射的定律，有了上述有关辐射的定律，黑体辐射的黑体辐射的规律规律就全部确定了。就全部确定了。v这些定律把黑体的这些定律把黑体的温度与辐射光谱温度与辐射光谱联系联系了起来。了起来。v对于对于非黑体非黑体，只要知道了它的，只要知道了它的温度与吸温度与吸收率收率，通过，通过基尔霍夫定律基尔霍夫定律，其辐射光谱，其辐射光谱也就确定了。也就确定了。v在研究大气辐射过程时，首先要确定在研究大气辐射过程时，首先要确定地地球和大气的吸收率球和大气的吸收率。 66/76在宇宙芸芸众星之中，太阳是极其普通的恒星，目前在宇宙芸芸众星之中，太阳是极其普通的恒星，目前处于星体演化的中年阶段。处于星体演化的中年阶段。7.2.3太阳辐射和地球辐射的区别67/7668/76美探测器拍摄到的太阳风暴爆发照片美探测器拍摄到的太阳风暴爆发照片69/76q太阳源源不断地以太阳源源不断地以电电磁波的形式磁波的形式向宇宙空向宇宙空间间放射能量放射能量，称为太，称为太阳辐射。它是地球上阳辐射。它是地球上最主要的最主要的能量源泉能量源泉7.2.3太阳辐射和地球辐射的区别太阳辐射的概念太阳辐射的概念70/76q除除太阳太阳外，地球还可从其它天体，如月球等取得能量，但其数量是微外，地球还可从其它天体，如月球等取得能量，但其数量是微不足道的。不足道的。q地球从月球等地球从月球等其它天体其它天体所得的辐射能，仅为太阳的所得的辐射能，仅为太阳的亿分之一亿分之一。q而而来自宇宙来自宇宙的辐射能也仅为太阳辐射能的的辐射能也仅为太阳辐射能的2020亿分之一亿分之一；q从从地球内部地球内部传到每平方厘米地面上的热量，全年才为传到每平方厘米地面上的热量，全年才为5.45.4卡，仅为来卡，仅为来自太阳辐射能的自太阳辐射能的万分之一万分之一。太阳是地球和大气能量的太阳是地球和大气能量的源泉源泉。 71/76q太太阳阳是是个个大大火火球球，太太阳阳辐辐射射波波长长：太太阳阳辐辐射射的的主主要要波波长长范范围围是是0 0. .1 15 5- - -4 4微微米米，包包括括红红外外线线（大大于于0 0. .7 76 6微微米米）、紫紫外外线线（小小于于0 0. .4 4微微米米）和和可可见见光光（0 0. .4 4- -0 0. .7 76 6微微米米）三三部部 分分 。 72/76q太阳辐射能太阳辐射能主要集中主要集中在在可见光区和红外区可见光区和红外区，前者，前者占太阳辐射总量的占太阳辐射总量的50，后者占后者占43。紫外区只占。紫外区只占能量的能量的7。因此太阳辐。因此太阳辐射又称为射又称为短波辐射短波辐射。73/76表征到达大气顶表征到达大气顶(大气层上界大气层上界)的总太阳能量的总太阳能量(即包含即包含整个太阳光谱整个太阳光谱)值。值。2. 2. 太阳常数太阳常数 (solarconstant)定义：定义：定义：定义：在日地平均距离在日地平均距离(1.5108km：一天文单位）：一天文单位）处，与太阳光束方向垂处，与太阳光束方向垂直的单位面积上，单位直的单位面积上，单位时间内所接受到的太阳时间内所接受到的太阳总辐射能，单位为总辐射能，单位为W/m2。74/76太阳辐射通过星际空间到达地球，但由于地球以椭太阳辐射通过星际空间到达地球，但由于地球以椭圆形轨道绕太阳运行，因此太阳与地球之间的距离不是圆形轨道绕太阳运行，因此太阳与地球之间的距离不是一个常数，而且一年里每天的日地距离也不一样。众所一个常数，而且一年里每天的日地距离也不一样。众所周知，某一点的辐射强度与距辐射源的距离的平方成反周知，某一点的辐射强度与距辐射源的距离的平方成反比，这意味着地球大气上方的太阳辐射强度会随日地间比，这意味着地球大气上方的太阳辐射强度会随日地间距离不同而异。然而，由于日地间距离太大（距离不同而异。然而，由于日地间距离太大（d0=1.5108km），所以地球大气层外的太阳辐射强度几乎是一），所以地球大气层外的太阳辐射强度几乎是一个常数。因此人们就采用个常数。因此人们就采用“太阳常数太阳常数”来描述地球大气来描述地球大气层上方的太阳辐射强度。层上方的太阳辐射强度。75/76测定：测定：1881年，第一次试图直接测定太阳常数的是法年，第一次试图直接测定太阳常数的是法国物理学家国物理学家ClaudePouillet(1790-1868)和英国天文学家和英国天文学家JohnHerschel(1792-1871)。两人分别独立地设计了不。两人分别独立地设计了不同的测定装置。但原理都一样：利用已知质量的水在同的测定装置。但原理都一样：利用已知质量的水在太阳光下放置一定时间，用温度计测量升温过程，水太阳光下放置一定时间，用温度计测量升温过程，水的比热已知，则可以计算得出光照强度。的比热已知，则可以计算得出光照强度。(附图为附图为Pouillet日温计日温计)。他们推定的值是现在所用值。他们推定的值是现在所用值1367(4)w/m2的一半左右，这是因为他们都没有考虑地球大气的一半左右，这是因为他们都没有考虑地球大气对光的吸收。对光的吸收。76/761875年，法国物理学家年，法国物理学家JulesViolle(JulesLouisGabrielViolle)以在位于法国和瑞士交界的阿尔以在位于法国和瑞士交界的阿尔卑斯山卑斯山MontBlanc第一个开展高第一个开展高海拔区测定太阳常数而闻名海拔区测定太阳常数而闻名.1902-1957,斯密森研究所的科学家斯密森研究所的科学家C.G.Abbot(CharlesGreeleyAbbot)等人在根据多年高海拔地区观测结果，基于等人在根据多年高海拔地区观测结果，基于地基法确定的数值为地基法确定的数值为1322-1465W/m2。近年来通过各种先进。近年来通过各种先进手段手段,基于地基法测得的太阳常数的标准值为基于地基法测得的太阳常数的标准值为1353W/m2。1976年，美国宇航局根据高空平台的观测结果年，美国宇航局根据高空平台的观测结果,发布的发布的太阳常数值为太阳常数值为1353(21)W/m2(TheKaekara,1976);77/76根据根据1978-1998年年6颗卫星上的观测平台近颗卫星上的观测平台近20年连续不断的年连续不断的观测结果，得出的太阳常数值为观测结果，得出的太阳常数值为1366.1W/m2,标准差为标准差为425ppm,0.37%的波动范围的波动范围(1363-1368W/m2)(LeanandRind,1998)。20年卫星数据也揭示了太阳常数也存在不同时年卫星数据也揭示了太阳常数也存在不同时间尺度的波动。间尺度的波动。1957年国际地球物理年决定采用年国际地球物理年决定采用1380W/m2世界气象组织世界气象组织(WMO)1981年公布的太阳常数值是年公布的太阳常数值是13677W/m2多数文献上采用多数文献上采用1367W/m2太阳常数也有周期性的变化，变化范围在太阳常数也有周期性的变化，变化范围在12，这可，这可能与太阳黑子的活动周期有关。能与太阳黑子的活动周期有关。78/767.2.3 太阳辐射和地球辐射的区别太阳辐射和地球辐射的区别 在大气物理学中，常称太阳辐射为在大气物理学中，常称太阳辐射为短短波辐射波辐射，以，以可见光与近红外可见光与近红外为主；为主；地球和大气辐射为地球和大气辐射为长波辐射长波辐射，以，以红外红外波段波段为主；为主；短波和长波辐射基本上以短波和长波辐射基本上以4 m为分为分界。界。79/76太阳辐射通过大气时，分别受到大气中的太阳辐射通过大气时，分别受到大气中的水汽、二氧化碳、微尘、氧和臭氧以及云滴、水汽、二氧化碳、微尘、氧和臭氧以及云滴、雾、冰晶、空气分子的吸收、散射、反射等作雾、冰晶、空气分子的吸收、散射、反射等作用，而使投射到大气上界的太阳辐射不能完全用，而使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面。到达地面。80/7681/76（1）大气对太阳辐射大气对太阳辐射的削弱作用的削弱作用吸收吸收：臭氧吸收波长较短的太阳紫外线；水汽、二氧化碳：臭氧吸收波长较短的太阳紫外线；水汽、二氧化碳吸收波长较长的太阳红外线吸收波长较长的太阳红外线反射反射：云层和尘埃对太阳辐射进行反射。云层愈厚，云量：云层和尘埃对太阳辐射进行反射。云层愈厚，云量愈多时，反射作用愈强愈多时，反射作用愈强散射散射：以空气中的分子、尘埃、云滴等质点为中心向四面：以空气中的分子、尘埃、云滴等质点为中心向四面八方散射开来。散射改变了太阳辐射的方向，使一部分太阳辐八方散射开来。散射改变了太阳辐射的方向，使一部分太阳辐射不能到达地面。射不能到达地面。 82/762）大气对地面大气对地面的保温作用的保温作用大气吸收太阳短波辐射能力很差，使大部分太阳辐射大气吸收太阳短波辐射能力很差，使大部分太阳辐射能透过大气射到地面。能透过大气射到地面。大气吸收地面长波辐射的能力很强，从而能把地面放大气吸收地面长波辐射的能力很强，从而能把地面放出的热量保存在大气中。出的热量保存在大气中。大气辐射除一部分射向宇宙空间外，大部分向下射回大气辐射除一部分射向宇宙空间外，大部分向下射回地面，称为地面，称为大气逆辐射大气逆辐射，这在一定程度上补偿了地面辐射，这在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量。损失的热量。 地球大气与辐射的相互作用地球大气与辐射的相互作用83/86回顾v基本概念基本概念:太阳常数、太阳常数、v辐射定律辐射定律:基尔霍夫、基尔霍夫、84/867.3 7.3 地球大气与辐射的相互作用地球大气与辐射的相互作用大气对辐射吸收的物理过程大气对辐射吸收的物理过程大气吸收光谱大气吸收光谱大气对辐射的散射大气对辐射的散射辐射能在介质中的传输辐射能在介质中的传输85/86一、一、 大气对辐射吸收的物理过程大气对辐射吸收的物理过程吸收：投射到介质上面的辐射能中的一部分被转变为物质本身的内能或其它形式的能量大气中各种气体成分具有大气中各种气体成分具有选择吸收选择吸收的特性，这是的特性，这是由组成大气的分子和原子由组成大气的分子和原子结构结构及其所处及其所处运动状态运动状态决定的。决定的。重点：重点：吸收光谱、散射特征、布格定律吸收光谱、散射特征、布格定律相关物理量相关物理量86/86二、大气吸收光谱二、大气吸收光谱水汽、水汽、氧、氧、臭氧、臭氧、二氧化碳、二氧化碳、固体杂质固体杂质等等吸吸收收太阳太阳地球地球87/86O3强吸收在的紫外区强吸收在的紫外区：O3层吸收太阳辐射的层吸收太阳辐射的2%2%平流层温度高的原因平流层温度高的原因O3红外区：红外区：4.7 m、9.6 m、14.1 m较强吸收带较强吸收带吸吸收收O2主要在小于主要在小于0.25 m的的紫外区：紫外区： 因小于因小于0.25 m的太阳的太阳辐射能量不到辐射能量不到0.2%0.2%，而，而且且O2在可见光波段在可见光波段0.69和和0.76微米微米的两吸收带的两吸收带较弱，所以对太阳辐射较弱，所以对太阳辐射的削弱不大。的削弱不大。88/86qH2O主要集中在大气下层，吸收作用主要在对流层，特别是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。对流层下层。q水汽水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在的是在红外区红外区。最强的太阳辐射能主要集中在可见光部分，因。最强的太阳辐射能主要集中在可见光部分，因此水汽从总的太阳辐射能里所吸收的能量是不多的。据估计，此水汽从总的太阳辐射能里所吸收的能量是不多的。据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱太阳辐射因水汽的吸收可以减弱4-154-15。q所以大气因直接吸收太阳辐射能而引起的增温并不显著。所以大气因直接吸收太阳辐射能而引起的增温并不显著。 吸吸收收89/86 CO2大于大于2 m的红外区：的红外区：较强中心：较强中心： 2 2.7 m、4.3 m 、15 m对于大气于大气长波波,15 m最重要最重要吸吸收收90/86q悬浮在大气中的悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质水滴、尘埃等杂质，也能吸收一，也能吸收一部分太阳辐射，但其量甚微。只有当大气中尘埃等部分太阳辐射，但其量甚微。只有当大气中尘埃等杂质很多杂质很多( (如有沙暴、烟幕或浮尘如有沙暴、烟幕或浮尘) )时，吸收才比较时，吸收才比较显著。显著。吸吸收收91/86大气透明窗或大气光谱窗大气透明窗或大气光谱窗 8-128-12 m m大气的吸收很弱大气的吸收很弱称为大气的透明窗。这一区称为大气的透明窗。这一区域中只有域中只有9.6um9.6um附近臭氧有一个较强的吸收带，因为臭附近臭氧有一个较强的吸收带，因为臭氧主要成分分布在高空，因此这一吸收带对高空的增氧主要成分分布在高空，因此这一吸收带对高空的增温有很大的作用，大气窗区对地气系统的辐射平衡有温有很大的作用，大气窗区对地气系统的辐射平衡有十分重要的意义。十分重要的意义。地表的温度约地表的温度约300K300K，与这个温度相对应的，与这个温度相对应的黑体辐射能量主要集中在黑体辐射能量主要集中在1010 m m这一范围，通过窗区，地面发出这一范围，通过窗区，地面发出的长波辐射可顺利地被发送到宇宙空间的长波辐射可顺利地被发送到宇宙空间。92/86风云二C 5个通道93/86气象卫星在这个波气象卫星在这个波段主要接收来自段主要接收来自地面和云面对太阳地面和云面对太阳辐射的反射辐射辐射的反射辐射只能在白天获得只能在白天获得云和气溶胶的分布云和气溶胶的分布94/86高云的温度很低，高云的温度很低，高云比低云显得亮。高云比低云显得亮。95/86红外波段接红外波段接收来自收来自地面和云面地面和云面发射的长波发射的长波红外辐射红外辐射96/8697/8698/86总结u大气对太阳辐射的吸收是大气对太阳辐射的吸收是具有明显的选择性具有明显的选择性；u吸收太阳辐射的气体主要是吸收太阳辐射的气体主要是H2O，其次是，其次是O2、O3，CO2吸收的不多，吸收长波辐射的主要是吸收的不多，吸收长波辐射的主要是H2O，其次是其次是CO2和和O3；u对于波长小于对于波长小于0.29m的太阳辐射，吸收率接近的太阳辐射，吸收率接近1；对可见光区，大气吸收很少，只有不强的吸收带；对可见光区，大气吸收很少，只有不强的吸收带；在红外区有许多很强的吸收带。在红外区有许多很强的吸收带。吸吸收收99/86q由于由于大气主要吸收物质大气主要吸收物质(臭氧和水汽臭氧和水汽)对太阳辐对太阳辐射的射的吸收带都位于吸收带都位于太阳辐射光谱两端太阳辐射光谱两端能量较小的能量较小的区域区域，因而吸收对太阳辐射的减弱，因而吸收对太阳辐射的减弱作用不大作用不大。q大气直接吸收的太阳辐射大气直接吸收的太阳辐射并不多并不多，特别是对于，特别是对于对流层大气来说。所以，对流层大气来说。所以，太阳辐射不是大气主要太阳辐射不是大气主要的直接热源的直接热源。吸吸收收总结总结100/86问题v晴朗的天空为什么是蔚蓝色？晴朗的天空为什么是蔚蓝色？v旭日为什么是红色的？旭日为什么是红色的？101/86散散射射三、大气对太阳辐射的散射三、大气对太阳辐射的散射q散射的定义散射的定义散射是指微粒把入射到其上的辐射重新向各方向辐射散射是指微粒把入射到其上的辐射重新向各方向辐射出去的一种现象。出去的一种现象。大气中起散射作用的微粒在大气中起散射作用的微粒在1010-8-8cmcm100cm100cm范围内，如范围内，如空气分子、尘埃、云滴、雨滴、雪花、冰雹等。空气分子、尘埃、云滴、雨滴、雪花、冰雹等。102/86p散射分类散射分类x引进无量纲尺度参数引进无量纲尺度参数 ，对散射进行，对散射进行划分。划分。式中式中r r 为散射微粒的半径，为散射微粒的半径，为入射辐射为入射辐射的波长。的波长。103/86例如，可见光的波例如，可见光的波长在长在0.5m左右，左右，气体分子的大小约气体分子的大小约为为10-4m，因此气，因此气体分子对可见光的体分子对可见光的散射属于瑞利散射散射属于瑞利散射(1)若若x0.1，即，即r，则称为分子散射，也称为瑞利散射。，则称为分子散射，也称为瑞利散射。104/86例如，例如，云滴、尘云滴、尘埃等对可见光埃等对可见光的散射。的散射。(2)若若0.1x50，即，即时，属于几何光学问题。时，属于几何光学问题。r106/86散散射射q如果太阳辐射遇到的是如果太阳辐射遇到的是直径比波长小直径比波长小的空气分子，则辐射的空气分子，则辐射的波长愈短，被散射愈厉害。的波长愈短，被散射愈厉害。q其散射能力与波长的对比关系是：对于一定大小的分子来其散射能力与波长的对比关系是：对于一定大小的分子来说，散射能力和波长的四次方成反比，说，散射能力和波长的四次方成反比，这种散射是有选择这种散射是有选择性的。性的。q例如波长为例如波长为0.70.7微米时的散射能力为微米时的散射能力为1 1，波长为，波长为0.30.3微米微米时的散射能力就为时的散射能力就为？。散射能力散射能力=a-4请推导请推导瑞瑞利利散散射射107/86散散射射推推导导过过程程散射能力散射能力 -41= a 1-4X= a 2-41=0.7微米，微米， 2=0.3微米，微米，设设X为波长为波长0.3微米对应的散射能力微米对应的散射能力X=29.6108/86散散射射q太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，结果，波长较短的光被散射得较多波长较短的光被散射得较多。q晴天晴天，天空呈蔚蓝色就是因为波长较短的紫、，天空呈蔚蓝色就是因为波长较短的紫、蓝、青色光最容易被散射，而波长较长的红、蓝、青色光最容易被散射，而波长较长的红、橙、黄色光散射得较弱橙、黄色光散射得较弱 ；q日出日落，波长较短的蓝色光在穿越较长路日出日落，波长较短的蓝色光在穿越较长路径大部分被散射掉，只剩下波长较长的红色光径大部分被散射掉，只剩下波长较长的红色光解释解释109/86散散射射q如果太阳辐射遇到直径比波长大的质点，如果太阳辐射遇到直径比波长大的质点，虽然也被散射，但这种虽然也被散射，但这种散射是没有选择性散射是没有选择性的，的，即辐射的即辐射的各种波长都同样被散射各种波长都同样被散射。如空气中。如空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样地散射，使都被同样地散射，使天空呈灰白色天空呈灰白色的。的。110/86散散射射q有时为了区别有选择性的散射有时为了区别有选择性的散射和有没有选择性的散射，将前者和有没有选择性的散射，将前者称为称为散射（散射（r r r ） 。 111/86消光：消光：散射散射和和吸收吸收作用使辐射在原传播路作用使辐射在原传播路径上的能量被衰减，这种衰减称为消光。径上的能量被衰减，这种衰减称为消光。1、容积吸收系数、容积吸收系数kab,辐射经单位长度气柱吸收削弱的辐照度辐射经单位长度气柱吸收削弱的辐照度占入射辐照度的份数。占入射辐照度的份数。kab,1四、四、辐射能在介质中的传输辐射能在介质中的传输112/86辐射经单位长度气柱辐射经单位长度气柱吸收吸收和和散射散射削弱的削弱的辐照度占入射辐照度的份数。辐照度占入射辐照度的份数。-(2)kex,kab,+ksc,2、容积消光系数、容积消光系数kex,kex,的量纲为的量纲为L-1113/863. 布格布格 朗伯（朗伯（Bouguer-Lanbert）定律）定律 v设有单色平行定向辐射的辐照度为设有单色平行定向辐射的辐照度为E ，经，经过一有吸收作用的过一有吸收作用的气层气层dl后后变成变成E +dE 。由。由于是被吸收削弱，所以于是被吸收削弱，所以dE 0 ，设，设l = 0处处的辐照度为的辐照度为E ,0 ，则，则l = l处的辐照度处的辐照度E , l应为：应为： 或或114/86q即辐射能在介质中传输时的衰减规律满足即辐射能在介质中传输时的衰减规律满足指数削弱规律指数削弱规律q对于由对于由散射和吸收散射和吸收引起的衰减，可写为：引起的衰减，可写为： q式中式中kex, = ksc, + kab, ，称为衰减系数。，称为衰减系数。115/864. 辐射传输的有关物理量辐射传输的有关物理量 (1)(1)光学厚度光学厚度（optical thickness）v定义：沿辐射传输路径，单位截面上所有定义：沿辐射传输路径，单位截面上所有吸收和吸收和散射物质散射物质产生的总削弱。是无因次量（产生的总削弱。是无因次量（没有单位没有单位的量的量）。以公式表示）。以公式表示 v整层大气垂直光学厚度定义为整层大气垂直光学厚度定义为 116/86气溶胶光学厚度气溶胶光学厚度FY-1CFY-1C117/86（2）光学质量光学质量q辐射束沿传输路径在单位截面上所通过的吸辐射束沿传输路径在单位截面上所通过的吸收或散射收或散射气体的质量气体的质量，称为光学质量，称为光学质量（3）单色透过率单色透过率 和和单色吸收率单色吸收率A q通过一段大气路径后的透过率定义为通过一段大气路径后的透过率定义为前后辐前后辐射通量密度之比射通量密度之比。若大气路径内仅有吸收作用，。若大气路径内仅有吸收作用，则吸收率为则吸收率为A =1- 118/867.4 7.4 太阳辐射在地球大气中的传输太阳辐射在地球大气中的传输7.4.1太阳常数太阳常数7.4.2大气上界的太阳辐射能大气上界的太阳辐射能7.4.3到达地表的太阳直接辐射到达地表的太阳直接辐射7.4.4地面对太阳辐射的反射和吸收地面对太阳辐射的反射和吸收119/86太阳直接辐射太阳直接辐射大气上届太阳辐射大气上届太阳辐射大气圈大气圈地表的太阳辐射地表的太阳辐射120/86121/867.4.1 7.4.1 太阳常数太阳常数定义：在大气上界日地平均距离处，通过与太定义：在大气上界日地平均距离处，通过与太阳光线垂直的单位面积上单位时间内所接收阳光线垂直的单位面积上单位时间内所接收到的太阳总辐射能到的太阳总辐射能 ( (包括所有波长包括所有波长) )1367w/m2122/867.4.2 大气上界的太阳辐射能 全球各地大气上界太阳辐射的日总量全球各地大气上界太阳辐射的日总量v阴影部分对应于极夜。阴影部分对应于极夜。v低纬区低纬区Qd 的年变化较小，而的年变化较小，而高纬区年变化较大高纬区年变化较大v北半球夏季各纬度间北半球夏季各纬度间Qd 的差的差别不大，冬季别不大，冬季Qd 则随纬度的则随纬度的增高而迅速下降，进入极圈增高而迅速下降，进入极圈甚至变为零甚至变为零vQd 随纬度的变化是决定地球随纬度的变化是决定地球上各纬度间气候差异的基本上各纬度间气候差异的基本因素。因素。 123/86太阳直接辐射太阳直接辐射大气圈大气圈到达地表的太阳直接辐射到达地表的太阳直接辐射124/86 太阳直接辐射进入地球大气后，由于大太阳直接辐射进入地球大气后，由于大气中的各种成分会气中的各种成分会吸收和散射吸收和散射部分太阳部分太阳辐射能量，造成了太阳直接辐射的衰减。辐射能量，造成了太阳直接辐射的衰减。散射过程将一部分辐射能量散发到四面散射过程将一部分辐射能量散发到四面八方，形成散射辐射，其中一部分到达八方，形成散射辐射，其中一部分到达地面，形成地面，形成地面散射辐射地面散射辐射。7.4.3 到达地表的太阳直接辐射到达地表的太阳直接辐射 太阳的平行光辐射称为太阳直接辐射。太阳的平行光辐射称为太阳直接辐射。125/86太阳辐射在大气中的吸收和散射太阳辐射在大气中的吸收和散射( (示意图示意图) ) 7.4.3 太阳的直接辐射 总的说来，由于大气对不总的说来，由于大气对不同波长的太阳辐射具有一同波长的太阳辐射具有一定的选择性，且吸收带一定的选择性，且吸收带一般位于太阳辐射光谱的两般位于太阳辐射光谱的两端能量较小的区域，因而端能量较小的区域，因而大气通过吸收作用对太阳大气通过吸收作用对太阳直接辐射所造成的削弱并直接辐射所造成的削弱并不太大。相对说来，大气不太大。相对说来，大气对太阳辐射的散射作用，对太阳辐射的散射作用，则是削弱太阳辐射能的一则是削弱太阳辐射能的一个主要原因个主要原因126/86太阳辐射传输太阳辐射传输7.4.3 太阳的直接辐射127/867.4.4 地面对太阳辐射的反射和吸收地面对太阳辐射的反射和吸收 v在地球在地球大气系统对太阳辐射的吸收中大气系统对太阳辐射的吸收中, 大气大气的吸收只占的吸收只占 20%，地球表面吸收了地球表面吸收了约约50%，这，这一点在地球一点在地球大气系统的能量平衡及气候的形大气系统的能量平衡及气候的形成和变化中有成和变化中有极重要极重要的作用。的作用。 1. 地面反照率地面反照率 v到达地面的总辐射中，有一部分被地面反射回大气，称为到达地面的总辐射中，有一部分被地面反射回大气，称为地面反地面反射辐射射辐射.地球表面能获得多少太阳辐射能，在很大程度上依赖于地球表面能获得多少太阳辐射能，在很大程度上依赖于地地表反射率表反射率。各种地面的平均反照率各种地面的平均反照率128/86应用：植被指数（应用：植被指数（NDVINDVI）在在NOAANOAA气象卫星上利用二个通道，分别测量可见光通气象卫星上利用二个通道，分别测量可见光通道（例如道（例如0.580.68m）和近红外通道（例如）和近红外通道（例如0.71.1m）波段的地面反照率）波段的地面反照率NDVI = (Ch2 Ch1) / (Ch2+Ch1) 当植被生长茂盛，植被指数值就较大当植被生长茂盛，植被指数值就较大NDVINDVI的应用：检测植被生长状态、植被覆盖度和消除的应用：检测植被生长状态、植被覆盖度和消除 部分辐射误差等；部分辐射误差等； 129/86130/86 2. 云的反照率云的反照率 v由于云中水滴和冰晶的散射，使云体表面成了比较强的由于云中水滴和冰晶的散射，使云体表面成了比较强的反射面反射面。云层覆盖了大约云层覆盖了大约50%的地球表面，云顶表面又具有较大的反射的地球表面，云顶表面又具有较大的反射率，这就使得到达地面的太阳辐射大大减少，而返回宇宙空间率，这就使得到达地面的太阳辐射大大减少，而返回宇宙空间的辐射能量加大。它随云层厚度、云中含水量而增大的辐射能量加大。它随云层厚度、云中含水量而增大。131/86 2 2 云的反照率云的反照率132/863. 3. 行星反照率行星反照率 地球地球- -大气系统的反照率称为行星反照率，它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。反射回宇宙空间的总百分数。地区行星反照率地区行星反照率全球行星反照率全球行星反照率目前认为全球的行星反照率数值可取目前认为全球的行星反照率数值可取0.30。7.5.1 地面的长波辐射特性地面的长波辐射特性 v地面的吸收率在地面的吸收率在 0.82 0.99 之间，沙土、岩石较之间，沙土、岩石较低，而纯水与雪则极接近于低，而纯水与雪则极接近于1，有时可以用作黑体，有时可以用作黑体源表面。源表面。v相比之下地面对短波辐射的吸收率一般在相比之下地面对短波辐射的吸收率一般在0.5以下以下（除冰雪表面），而且随波长变化大。（除冰雪表面），而且随波长变化大。 表给出各类表面的吸收率表给出各类表面的吸收率Ag值（或比辐射率）值（或比辐射率）1332 2、地面长波总辐出度、地面长波总辐出度v设地表温度为设地表温度为Tg，地面的积分出射度应地面的积分出射度应是是 v或以地面比辐射率或以地面比辐射率 g 表示，为表示，为 7.5.1 地面的长波辐射特性地面的长波辐射特性 134v由由 F = g Tg4，取，取 g = 0.95 ，可算出各可算出各种温度时地面放射的能量。这个数值已经种温度时地面放射的能量。这个数值已经与地面收到的太阳辐射能接近。但是到日与地面收到的太阳辐射能接近。但是到日落后，地面没有了太阳能收入，而这个放落后，地面没有了太阳能收入，而这个放射却仍在继续着射却仍在继续着 各种温度下地面放射的能量各种温度下地面放射的能量(g=0.95)7.5.1 地面的长波辐射特性地面的长波辐射特性 1357.5.2 长波辐射在大气中的传输长波辐射在大气中的传输 1、传输传输特点特点:v（1）地球与大气都是放射红外辐射的辐射）地球与大气都是放射红外辐射的辐射源，通过大气中的任一平面射出的是具有各源，通过大气中的任一平面射出的是具有各个方向的个方向的漫射辐射漫射辐射。 太阳直接辐射是太阳直接辐射是主要集中主要集中在某一个方向的平在某一个方向的平行辐射。在红外波段，到达地面的太阳直接行辐射。在红外波段，到达地面的太阳直接辐射能量远小于地球与大气发射的红外辐射，辐射能量远小于地球与大气发射的红外辐射，常常可不予考虑。常常可不予考虑。136q（2 2）大气对长波辐射的散射削弱极小，可以忽略不计。有云时，）大气对长波辐射的散射削弱极小，可以忽略不计。有云时，云对长波的云对长波的吸收作用很大吸收作用很大，较薄的云层已可视为黑体。因而研，较薄的云层已可视为黑体。因而研究长波辐射时，往往只考虑其吸收作用，究长波辐射时，往往只考虑其吸收作用，忽略散射忽略散射。 q（3 3）大气不仅是削弱辐射的介质，而且它本身也放射辐射，有）大气不仅是削弱辐射的介质，而且它本身也放射辐射，有时甚至其放射的辐射会超出吸收部分，因此必须将时甚至其放射的辐射会超出吸收部分，因此必须将大气的放射大气的放射与吸收同时考虑与吸收同时考虑。q总之，长波辐射在大气中的传输，是一种漫射辐射，是在总之，长波辐射在大气中的传输，是一种漫射辐射，是在无散无散射但有吸收又有放射射但有吸收又有放射的介质中的传输。的介质中的传输。 1372. 长波辐射传输方程长波辐射传输方程 v同时考虑气层的放射与吸收，但不考虑散射，并同时考虑气层的放射与吸收，但不考虑散射，并假定大气是水平均一的，即是平面平行大气。假定大气是水平均一的，即是平面平行大气。 v考虑一束单色辐射通过一层吸收气体介质。射入考虑一束单色辐射通过一层吸收气体介质。射入的辐亮度的辐亮度L沿传播方向经过一段距离沿传播方向经过一段距离 dl 后，后，v由于吸收作用而使辐亮度变化由于吸收作用而使辐亮度变化: :v此处此处 kab, 是体积吸收系数。是体积吸收系数。138q按吸收率定义，该薄气层的按吸收率定义，该薄气层的吸收率吸收率应是应是q根据基尔霍夫定律，该气层放射的根据基尔霍夫定律，该气层放射的辐亮度辐亮度是是q其中其中B (T)为普朗克函数，为普朗克函数，T为该薄层的温度。为该薄层的温度。q因此，经过因此，经过d l 并考虑到大气的吸收和发射后，并考虑到大气的吸收和发射后，辐亮度的变化为辐亮度的变化为: : 式中式中 为辐射传输方向和天顶方向的夹角为辐射传输方向和天顶方向的夹角139 令令 ，得，得 v上式称为上式称为施瓦茨恰尔德施瓦茨恰尔德 (Schwarzchild) 方方程。普朗克函数程。普朗克函数B (T)代表源函数，表征由代表源函数，表征由于热辐射造成辐亮度的增强，式中空气温度于热辐射造成辐亮度的增强，式中空气温度T = T(z)，随高度而变化。随高度而变化。v由于垂直坐标系统应用不太方便，常引进光由于垂直坐标系统应用不太方便，常引进光学厚度座标。按通常习惯，光学厚度向下为学厚度座标。按通常习惯，光学厚度向下为正。正。v辐射传输向上时为（辐射传输向上时为（+ ），向下时只需将），向下时只需将方程中的方程中的 换成（换成（ ）即可）即可 261407.5.3 大气顶部射出的长波辐射大气顶部射出的长波辐射 v长波辐射长波辐射OLR（Outgoing Longwave Radiation）：地气系统从大气顶部向外射）：地气系统从大气顶部向外射出的长波辐射，在决定地球大气气候方面有出的长波辐射，在决定地球大气气候方面有着十分重要的意义。着十分重要的意义。v利用利用OLROLR可以推求大气温度廓线或吸收物质含可以推求大气温度廓线或吸收物质含量随高度的分布。量随高度的分布。141v物理意义物理意义: 各高度上发射的长波辐射量为该点温各高度上发射的长波辐射量为该点温度所对应的黑体辐射量乘以其比辐射率度所对应的黑体辐射量乘以其比辐射率（吸收率）。（吸收率）。 大气层顶部的出射辐射是地面和各层大气层顶部的出射辐射是地面和各层大气辐射之和。大气辐射之和。 地球大气顶部总的长波出射辐射地球大气顶部总的长波出射辐射（OLR）为各波长出射辐射之和。为各波长出射辐射之和。 1427.6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二、地球的二、地球的“有效温度有效温度”与大气的与大气的 “保温效应保温效应”一、净辐射（辐射差额）一、净辐射（辐射差额）三、辐射差额沿纬度的变化三、辐射差额沿纬度的变化四、地面、大气及地气系统的辐射差额四、地面、大气及地气系统的辐射差额五、观测到的辐射平衡及热量平衡五、观测到的辐射平衡及热量平衡1431 1、定义：系统或物体收入辐射能与支出辐射定义：系统或物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为辐射差额，也称能的差值称为辐射差额，也称净辐射净辐射。 既：辐射差额既：辐射差额 = = 收入辐射能收入辐射能 支出辐射能支出辐射能一、净辐射（辐射差额）一、净辐射（辐射差额）2 2、对温度的作用、对温度的作用大于大于0，则使物体增温；，则使物体增温；等于等于0，则使物体温度不变；，则使物体温度不变；小于小于0，则使物体降温。，则使物体降温。144二、地球的二、地球的“有效温度有效温度”与大气的与大气的 “保温效保温效应应”1、地球有效温度、地球有效温度 在地气系统处于辐射平衡的假定下，如果在地气系统处于辐射平衡的假定下，如果把地气系统视为长波辐射的黑体，地气系统把地气系统视为长波辐射的黑体，地气系统所应具有的温度。所应具有的温度。1）定义）定义2）求地球有效温度）求地球有效温度收入：收入：支出：支出：辐射平衡时有辐射平衡时有解得地球有效温度为解得地球有效温度为地地气系统的有效温度取决于气系统的有效温度取决于两个因子，两个因子，v一是一是太阳常数太阳常数，它主要由日地距离决定的。，它主要由日地距离决定的。v二是地二是地气系统的气系统的行星反照率行星反照率，它与地气系统的许多特性，它与地气系统的许多特性，如海洋的反射，陆面的反射和云的反射有关。如海洋的反射，陆面的反射和云的反射有关。 由上面还可导出地球表面收到的太阳短波平均辐照度为由上面还可导出地球表面收到的太阳短波平均辐照度为 v Wm-2 考虑到全球应当是达到辐射平衡的，所以这与地球发射的长波考虑到全球应当是达到辐射平衡的，所以这与地球发射的长波平均辐出度数值接近平均辐出度数值接近1502、地球大气的温室效应地球大气的温室效应 v从上面的讨论可以看到，地球的有效温度从上面的讨论可以看到，地球的有效温度255K（ 18 C），而实际上地球表面平均温度而实际上地球表面平均温度为为15 C，这是由于大气这是由于大气“温室效应温室效应”的结果。的结果。v大气逆辐射定义大气逆辐射定义：大气辐射一部分向上进入太空，：大气辐射一部分向上进入太空，一部分向下到达地面，向下到达地面的大气辐射一部分向下到达地面，向下到达地面的大气辐射称为大气逆辐射。称为大气逆辐射。151温温室室152q大气层就好象是一条毛毯，均匀地包住了整个地球，大气层就好象是一条毛毯，均匀地包住了整个地球，使整个地球就好象处在一个使整个地球就好象处在一个温室温室之中。之中。大气的保温作用大气的保温作用153大气大气上界上界地面地面地面和大气顶的辐射平衡方程地面和大气顶的辐射平衡方程假设地球表面是温度为假设地球表面是温度为Tg的黑体，大气层的的黑体，大气层的温度温度为为Ta，行星，行星反照率反照率为为R，大气对，大气对短波辐射的平均吸收率短波辐射的平均吸收率为为As，对，对长波辐长波辐射的平均吸收率射的平均吸收率为为AL大气对短波吸收大气对短波吸收大气对短波反射大气对短波反射地面对短波吸收地面对短波吸收地面的长波辐射地面的长波辐射吸收大气长波逆辐射吸收大气长波逆辐射地面的长波散射地面的长波散射 大气逆辐射大气逆辐射v地面和大气顶的辐射平衡方程为地面和大气顶的辐射平衡方程为v求解上列方程可得求解上列方程可得 155v由上面的结果可以讨论由上面的结果可以讨论S S0 0 、R、AL和和As对大气层平均温对大气层平均温度和地面平均温度的影响。取度和地面平均温度的影响。取AL = 0.8，As=0.2 ，R=0.3 代入上式，有代入上式，有 Tg = 278.6 K，Ta = 247.7 K。v地球表面是温度为地球表面是温度为Tg的黑体，大气层的的黑体，大气层的温度温度为为Tav可见，大气层的存在使地面平衡温度高于全球的有效温可见，大气层的存在使地面平衡温度高于全球的有效温度度(255 K)(255 K)，而大气层的平均温度却低于全球的有效温而大气层的平均温度却低于全球的有效温度。当度。当 AL AL 加大时，地面平均温度也将升高。加大时，地面平均温度也将升高。156p“大气保温效应大气保温效应”：由于大气层对短波辐射吸收弱，而对长波辐射的吸收较强，由于大气层对短波辐射吸收弱，而对长波辐射的吸收较强，使得地球表面平衡温度比无大气时要高，大气的这种抬升地球表使得地球表面平衡温度比无大气时要高，大气的这种抬升地球表面平衡温度的作用称为大气保温效应。面平衡温度的作用称为大气保温效应。p温室气体增加和全球变暖温室气体增加和全球变暖温室气体的增加会使大气对长波辐射的平均吸收率增大，而温室气体的增加会使大气对长波辐射的平均吸收率增大，而大气对短波辐射的平均吸收率变化不大，从而使地球表面温度增大气对短波辐射的平均吸收率变化不大，从而使地球表面温度增加，即全球地面平均温度升高加，即全球地面平均温度升高。157158全球平均温度全球平均温度/海平面海平面/北半球积雪覆盖统计北半球积雪覆盖统计2007年年2月月，IPCC（政府间气候变化专门委员会政府间气候变化专门委员会）报告）报告三、三、 辐射差额沿纬度的变化辐射差额沿纬度的变化 v上面的讨论把地球大气当作一个整体，没有考虑上面的讨论把地球大气当作一个整体，没有考虑水平方向的水平方向的差异差异。由于地球的自转轴与太阳黄道平面有一个倾角，地球。由于地球的自转轴与太阳黄道平面有一个倾角，地球上上不同纬度带不同纬度带接收到的太阳辐射的情况是接收到的太阳辐射的情况是不同的不同的，它们所达，它们所达到的到的平衡温度平衡温度也将也将不同不同v相邻纬度带平衡温度的不同将引起力相邻纬度带平衡温度的不同将引起力两种两种变化变化: :v其一：会出现其一：会出现水平方向水平方向的能量输送；的能量输送；v其二：其二：下垫面状况的变化下垫面状况的变化。尤其是对接受太阳辐射能较少的。尤其是对接受太阳辐射能较少的极区极区，低的平衡温度造成下垫面冰雪覆盖，而冰雪的高反射，低的平衡温度造成下垫面冰雪覆盖，而冰雪的高反射率又使该地接收的太阳辐射进一步减小。率又使该地接收的太阳辐射进一步减小。 160v下面用一个简单的辐射平衡模式讨论这一反馈过程下面用一个简单的辐射平衡模式讨论这一反馈过程 v将地球和大气分割为一系列纬度带。对每一个带，其将地球和大气分割为一系列纬度带。对每一个带，其辐射平辐射平衡衡方程可写为方程可写为 v这里这里S 为某纬度带收到的为某纬度带收到的太阳辐射太阳辐射，R 为该纬度带的为该纬度带的行星行星反照率反照率。EL, (T) 为该纬度带大气层顶为该纬度带大气层顶向外发射的长波辐向外发射的长波辐射射，F(T) 为该纬度带向相邻纬度带为该纬度带向相邻纬度带水平输送的能量水平输送的能量，都是，都是温度温度的函数。的函数。161q简单地假设简单地假设qTc为为雪线温度雪线温度，可选，可选10C或或0C，表示在表示在冰雪区行星反照率显著变大。大气层顶冰雪区行星反照率显著变大。大气层顶出射出射的的长波辐射为长波辐射为其中其中a、b为经验常数。为经验常数。R 为该纬度带的为该纬度带的行星反照率行星反照率162v纬度带间能量的传输为纬度带间能量的传输为v其中其中 为为全球平均温度全球平均温度，而，而K0 为为经验常数经验常数。通过这。通过这些简化后，得到些简化后，得到vBudykoBudyko (1969) (1969) 用用a a = = 204 204 WmWm-2-2, , b b = = 2.17 2.17 WmWm-2-2K K-1-1, , K K0 0 = = 3.81 3.81 WmWm-2-2K K-1-1, , T Tc c = = 10C 10C 计计算算得得下下表表 。这这一一结果与大气纬向平均温度分布大体一致结果与大气纬向平均温度分布大体一致。163四、四、 地面、大气和地地面、大气和地气系统的辐射差气系统的辐射差额额 v分别就地面、大气而言，在一定时间段、一定区域，分别就地面、大气而言，在一定时间段、一定区域，总存在着总存在着辐射差额辐射差额，这将导致该地的温度随时间变，这将导致该地的温度随时间变化。化。1.地面的辐射差额地面的辐射差额 v地面的地面的净辐射通量密度净辐射通量密度是指水平面上是指水平面上太阳短波净辐太阳短波净辐射通量密度射通量密度和和长波净辐射通量密度长波净辐射通量密度之和之和v其中短波和长波的其中短波和长波的净辐射通量密度净辐射通量密度可分别表示为可分别表示为 164165（1 1）短波净辐射通量短波净辐射通量v入射到水平地面的入射到水平地面的太阳短波辐射通量密度太阳短波辐射通量密度ES,0 是是太阳直接辐射太阳直接辐射和和天空散射辐射天空散射辐射之和，它有着显著之和，它有着显著的的日日变化和变化和季节季节变化，并强烈地受变化，并强烈地受云云的影响。的影响。 v地面的短波净辐射通量通量密度可写为地面的短波净辐射通量通量密度可写为 这里这里 Rg 是地面反射率是地面反射率 返回返回166（2）入射到地面的）入射到地面的长波辐射长波辐射q大气辐射入射到地面的长波辐射大气辐射入射到地面的长波辐射EL,0 ，称为，称为大气的大气的逆辐射逆辐射。q如果天空中有云，则大气的逆辐射大大加强。如果天空中有云，则大气的逆辐射大大加强。q北京地区有云天空的经验公式为北京地区有云天空的经验公式为其中其中e（hPa）为百叶箱中观测的近地气层水汽压。为百叶箱中观测的近地气层水汽压。返回返回167（3）地面向上的长波辐射地面向上的长波辐射 v地面向上的地面向上的长波辐射长波辐射，包括地面发射的，包括地面发射的长波辐射长波辐射和地和地面反射的部分面反射的部分大气逆辐射大气逆辐射。 式中式中Tg为为地面温度地面温度， g为地面的为地面的比辐射率比辐射率。它随地面。它随地面温度有温度有日变化日变化，午后最强，早晨最弱。，午后最强，早晨最弱。返回返回168（4）地面长波净辐射通量地面长波净辐射通量q地面的长波净辐射通量密度地面的长波净辐射通量密度EL,0*为为一般情况下，一般情况下，EL,0*0，这表明地面这表明地面净长波辐净长波辐射的作用是使地面冷却射的作用是使地面冷却。返回返回169v在在大大气气辐辐射射研研究究中中，常常将将地地面面向向上上的的长长波波辐辐射射和和大大气气逆逆辐辐射射之之差差定定义义为为地地面面有有效效辐辐射射，若以，若以E0表示，则有表示，则有 E0的数值约为的数值约为68.79139.56 W/m2之间。之间。（5）地面有效辐射地面有效辐射170通常，地面温度高于大气温度，所以地面通常，地面温度高于大气温度，所以地面辐射要辐射要比大气逆辐射强比大气逆辐射强。地面有效辐射地面有效辐射q(1)根根据据辐辐射射强强度度的的关关系系，地地面面温温度度增增高高时时，地地面面辐辐射射增增强强，如如其其它它条条件件(温温度度、云云况况等等)不不变变，则则地面地面有效辐射增大有效辐射增大。q(2)空空气气温温度度高高时时，大大气气逆逆辐辐射射增增强强，如如其其它它条条件件不变，则地面有效辐射不变，则地面有效辐射减小减小。171q(3)空气中含有空气中含有水汽和水汽凝结物水汽和水汽凝结物较多，则因水较多，则因水汽放射长波辐射的能力比较强，使大气逆辐射增汽放射长波辐射的能力比较强，使大气逆辐射增强，从而也使地面有效辐射减弱。强，从而也使地面有效辐射减弱。q(4)天空中有云，特别是有浓密的低云存在，大天空中有云，特别是有浓密的低云存在，大气逆辐射更强，使地面有效辐射减弱得更多。所气逆辐射更强，使地面有效辐射减弱得更多。所以，以，有云的夜晚通常要比无云的夜晚暖和一些。有云的夜晚通常要比无云的夜晚暖和一些。云被的这种作用，我们也称为云被的保温效应。云被的这种作用，我们也称为云被的保温效应。人造烟幕人造烟幕所以能防御霜冻，其道理也在于此。所以能防御霜冻，其道理也在于此。返回返回172v由以上讨论得地面的净辐射通量（包括短波和长波）为由以上讨论得地面的净辐射通量（包括短波和长波）为 或或v上式表明，地球表面的辐射差额（净辐射）就是上式表明，地球表面的辐射差额（净辐射）就是地面所吸地面所吸收的太阳短波辐射和地面放出的有效辐射（长波）之差。收的太阳短波辐射和地面放出的有效辐射（长波）之差。v在白天无云条件下，在白天无云条件下，E0*是正值，地面升温；而在夜间，是正值，地面升温；而在夜间，因无太阳辐射，因无太阳辐射，E0*是负值，则地面降温。是负值，则地面降温。173潜热：水在相变过程中吸收或释放的热量。主要指水汽潜热：水在相变过程中吸收或释放的热量。主要指水汽凝结成水或凝华成冰时所释放的热量。凝结成水或凝华成冰时所释放的热量。潜热输送：与水的相变引起的能量输送。潜热输送：与水的相变引起的能量输送。感热：物体在加热或冷却过程中，温度升高或降低而不感热：物体在加热或冷却过程中，温度升高或降低而不改变其原有相态所需吸收或放出的热量，亦称显热。改变其原有相态所需吸收或放出的热量，亦称显热。感热输送：感热是热能的一种形式，温度越高，感热越感热输送：感热是热能的一种形式，温度越高，感热越大。因湍流运动引起的热量输送。因为这种热量输送与大。因湍流运动引起的热量输送。因为这种热量输送与人们能感觉到的温度变化有关，故名。人们能感觉到的温度变化有关，故名。q从全年平均值看，各地地面净辐射通量从全年平均值看，各地地面净辐射通量E0*都都是正的，也就是说，地面的辐射收入总是大于支是正的，也就是说，地面的辐射收入总是大于支出。这多出的能量用于地面使水分蒸发，以潜热出。这多出的能量用于地面使水分蒸发，以潜热形式给予大气或以热对流方式直接给予大气。形式给予大气或以热对流方式直接给予大气。 下下图图是是观观测测的的无无云云时时辐辐射射平平衡衡各各分分量量的的平平均均日日变变化化曲曲线线。比比较较两两个个图图可可以以看看出出有有一一些些不不同同：洋洋面面的的反反射射极极小小，而而且且有有效效辐辐射射也也很很小小，所所以以辐辐射射差差额额很很大大。内内陆陆地地区区地地面面温温度度的的日日变变化化比比较较大大，地面有效辐射的日变化也比较大。地面有效辐射的日变化也比较大。地面辐射平衡各分量的日变化曲线地面辐射平衡各分量的日变化曲线(a)1979年年78月格尔木地区月格尔木地区观测观测;(b)1986、1987年秋季西太平洋热带海域观测年秋季西太平洋热带海域观测1752、大气辐射差额、大气辐射差额可以分为两种情况可以分为两种情况:一是整层大气的辐射差额；一是整层大气的辐射差额；二是某一层大气的辐射差额。二是某一层大气的辐射差额。大气层中各处由于吸收辐射的物质及其含量的差大气层中各处由于吸收辐射的物质及其含量的差异，以及温度的差异，造成大气辐射差额的空间异，以及温度的差异，造成大气辐射差额的空间差异特别大。差异特别大。（1）某一层大气的辐射差额）某一层大气的辐射差额定义净辐射通量密度定义净辐射通量密度则则z到到z+z之间的一薄层大气的辐射差之间的一薄层大气的辐射差额可表示为额可表示为于是这层大气的变温率为于是这层大气的变温率为（2）整层大气的辐射差额：）整层大气的辐射差额：1）公式：）公式：-大气上届净辐射通量密度大气上届净辐射通量密度2）特点：）特点： ，大气要靠地面给以，大气要靠地面给以感热和潜热来维持热平衡。感热和潜热来维持热平衡。-地面净辐射通量密度地面净辐射通量密度3、地、地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额把地面直到大气上界当作一个整体，其把地面直到大气上界当作一个整体，其净辐射就是地净辐射就是地-气系统的辐射差额。也就气系统的辐射差额。也就是大气顶部的净辐射是大气顶部的净辐射1）公式：）公式：2）年平均的特点）年平均的特点a)纬度低于纬度低于35时为正；时为正；b) 高于高于35时为负时为负b) 全球平均为全球平均为01 1）大气顶部入射和反射辐射的纬向分布如图）大气顶部入射和反射辐射的纬向分布如图 图图大大气气顶顶部部（ a ）入入射射太太阳阳辐辐射射和和（ b ）反反射射太太阳阳辐辐射射的的纬纬向向平平均均分分布布。五、观测到的辐射平衡五、观测到的辐射平衡1812 2）总的辐射平衡）总的辐射平衡 v为了解地球大气系统在较长时间中怎样维持平衡状态，需要对地气系统作为一个整体的年平均辐射平衡过程有一个了解。下图给出地气系统总的辐射平衡框图。 地气系统总的辐射平衡框图182第七章第七章 小结小结 v1. 1. 太太阳阳辐辐射射集集中中于于0.154 0.154 mm mm 波波段段，即即紫紫外外至至红红外外波波段段，其其中中以以可可见见光光最最强强，亦亦称称短短波波辐辐射射。地地球球、大大气气温温度度的的辐辐射射集集中中于于 3 3 120 120 mmmm，即即红红外外波波段段，亦亦称称长长波波辐辐射射。太太阳阳辐辐射射与与地地球球辐辐射射在在大大气气中中的的辐辐射传输过程具有不同的特点。射传输过程具有不同的特点。183q2. 2. 表征辐射场特性的物理量主要是：表征辐射场特性的物理量主要是：辐亮度辐亮度和和辐射通量密度辐射通量密度（辐照度及辐出（辐照度及辐出度）。其它与辐射传输有关的物理量包度）。其它与辐射传输有关的物理量包括括: : 吸收率吸收率 ( (比辐射率比辐射率 ) )、反射率；吸、反射率；吸收系数、消光系数、以及光学质量、光收系数、消光系数、以及光学质量、光学厚度、大气质量数等。学厚度、大气质量数等。184公式单位 辐亮度（辐射率）W m-2 sr-1m-1辐射通量密度（辐照度）W m-2 mm-1 辐射出射度（辐出度）W m-2v3. 3. 在在 60 km 60 km 以下大气层中，可以应用平衡热辐射以下大气层中，可以应用平衡热辐射的基本物理规律，主要有的基本物理规律，主要有: :基尔霍夫定律基尔霍夫定律 ；普朗克；普朗克定律定律 ；只要知道了某物体的吸收率和温度，利用；只要知道了某物体的吸收率和温度，利用以上两公式就可以计算它的辐射光谱。以上两公式就可以计算它的辐射光谱。 斯蒂芬斯蒂芬 玻尔兹曼定律玻尔兹曼定律 和维恩定和维恩定律律 lmaxlmax = 2897.8 / T (mm) = 2897.8 / T (mm)也很重要，由普朗克也很重要，由普朗克定律可以直接导出这些公式定律可以直接导出这些公式186q4. 4. 太阳常数太阳常数定义为日地平均距离时定义为日地平均距离时。WMOWMO推荐的推荐的数值为数值为 1367 W m1367 W m-2-2。q5. 5. 大气上界水平面上的太阳直接辐射与其大气上界水平面上的太阳直接辐射与其日辐射总日辐射总量量 QdQd，是由太阳常数、日地距离及太阳天顶距决定是由太阳常数、日地距离及太阳天顶距决定的，因此其随纬度和时间有所变化。的，因此其随纬度和时间有所变化。187q6. 6. 大气的吸收有大气的吸收有选择性。选择性。吸收吸收太阳辐射太阳辐射的主要成份的主要成份是水汽，其次是是水汽，其次是O O3 3，COCO2 2的吸收不多。除臭氧层以外，的吸收不多。除臭氧层以外，由于吸收太阳辐射而产生的大气增温不大。由于吸收太阳辐射而产生的大气增温不大。q7. 7. 太阳辐射在通过大气层时，由于受到太阳辐射在通过大气层时，由于受到吸收和散射吸收和散射，辐照度不断减小。辐照度不断减小。 188v8. 8. 大气对长波辐射大气对长波辐射起吸收作用的主要成份是起吸收作用的主要成份是水汽、水汽、COCO2 2 及及 O O3 3，散射作用基本可忽略。，散射作用基本可忽略。v9. 9. 长波辐射在大气中的传输主要考虑大气的长波辐射在大气中的传输主要考虑大气的吸收和发射吸收和发射，要计算实际大气中长波辐射传输，要计算实际大气中长波辐射传输时，需要知道时，需要知道吸收物质吸收物质在大气中的分布和在大气中的分布和温度温度分布。分布。189q10.10.由于大气对短波辐射较透明，对长波辐射吸收由于大气对短波辐射较透明，对长波辐射吸收率大，因而使地面平衡温度升高，这一作用称为率大，因而使地面平衡温度升高，这一作用称为“温室效应温室效应”。大气成份。大气成份 ( (如如COCO2 2 ) ) 的变化可以使的变化可以使地球的气候发生改变。地球的气候发生改变。q1111从全球长期平均温度多年基本不变的角度，从全球长期平均温度多年基本不变的角度，地球作为一个整体，在吸收太阳辐射能量的同时地球作为一个整体，在吸收太阳辐射能量的同时向外空间放射长波能量，维持着向外空间放射长波能量，维持着地气系统的辐射地气系统的辐射平衡平衡。 190本章课后作业本章课后作业1. 名词解释名词解释大气逆辐射大气逆辐射地面有效辐射地面有效辐射太阳常数太阳常数大气辐射大气辐射2. 填空填空 太阳辐射为短波辐射，波长主要为太阳辐射为短波辐射，波长主要为_微米，其中最大辐微米，其中最大辐射波长平均为射波长平均为_微米；地面和大气辐射为长波辐射，波微米；地面和大气辐射为长波辐射，波长主要为长主要为_ 微米，其中最大辐射波长平均为微米，其中最大辐射波长平均为_ 微米。微米。1913.简述述描述地气系统对太阳辐射的吸收和反射及地描述地气系统对太阳辐射的吸收和反射及地气之间的辐射交换过程气之间的辐射交换过程（提示：可画图为辅（提示：可画图为辅,进行描述）进行描述）4.4.概述辐射的基本原理和定律概述辐射的基本原理和定律192作 业