第8章 大气辐射学.ppt

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1、第八章第八章 大气辐射学大气辐射学从某种意义出发，甚至可以说：脱离开大气辐射学的研究，就谈不上当代气候变化的研究。1 辐射的基本概念2 辐射的物理规律3 地球大气与辐射的相互作用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本章主要内容 本章学习要点：本章学习要点：（1）掌握大气辐射、太阳常数、大气逆辐射、地面有效辐射的基本概念，（2）了解辐射的基本原理和定律，（3）理解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。01电磁辐射电磁辐射02描述辐射场物理量描述辐射场物理量1 辐射的基本概念辐射定义辐射定义 定义定义：任何物体，只要其温度在

2、绝度零度（绝度零度（-273.15）以上，都以电磁波的方式向四周放射能量，同时也接收来自周围的电磁波。这是物质本身的电子、原子、分子运动产生的。一般把这种电磁波能量本身称为辐射能，而把这种传播能量的方式称为辐射。例如，光就是一种人眼可见的电磁波，即可见辐射；光能就是一种辐射能。辐射可分为：热辐射、光致辐射、电致辐射和化学辐射等。其中热辐射就是指物体吸收外界传来的热量或减少本身内能而产生的辐射，也称之为“温度辐射”。白天和夜晚的辐射情况晴朗无云和多云夜晚的辐射情况（1）电磁辐射 电磁波作为一种电场与磁场的交变波动，可以用频率f、波长、波数和波速c来描述。c=f=cfm(or nm)Hz1fc1/

3、cm电磁辐射电磁辐射 传播速度：3108m/s 不同波长或频率的电磁波有不同物理特性，因此用波长频率用波长频率来区分辐射来区分辐射。：宇宙射线 射线X射线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基本上在太阳、地球和大气辐射的波长范围基本上在0.1120m，即紫外波段、可见光和红，即紫外波段、可见光和红外波段。外波段。可见光波段集中了太阳辐射的主要能量可见光波段集中了太阳辐射的主要能量。（2）描述辐射场的物理量描述辐射场的物理量 辐射通量（辐射通量（radiant flux）：指单位时间能通过某一平面（或虚拟平面）的指单位时间能通过某一平面（或虚拟平面）的辐射能，也称辐

4、射功率，辐射能，也称辐射功率，单位J/S或W。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。以表示辐射通量。dQdt（2）描述辐射场的物理量描述辐射场的物理量 辐亮度（辐亮度（radiance）：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。在大气辐射中把这一亮度称为辐亮度，是反映辐射场特性最重要的物理量。现以q 表示天顶角，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（x,y,z）、观测时间t和观测方向（q,）的函数。若再考虑到不同颜色的光应有不同的亮度，则应有

5、可以看出，辐亮度是一个很复杂的空间场 辐亮度（辐亮度（radiance）：),(tzyxLq 在时刻在时刻t t由（由（q q,）方向射来的通过）方向射来的通过d dA A 面积和立体角面积和立体角d d，在波长在波长d d 范围中的辐射功率范围中的辐射功率d d。归算到单位面积、单位立。归算到单位面积、单位立体角和单位波长间隔，体角和单位波长间隔，有 此处此处L的单位为的单位为W m-2 sr-1 m-1。辐亮度（辐亮度（radiance）：qdddd),(AtzyxL辐亮度（辐亮度（radiance）：辐亮度的辐亮度的物理意义物理意义是：在辐射传输方向上的单位立体角内，通过垂直于该方是：在

6、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的，单位波长间隔的辐射功率。向的单位面积的，单位波长间隔的辐射功率。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。p假如L与观测位置（x,y,z）无关，则辐射场是均匀均匀的；p假如L与观测方向（q,）无关，则辐射场在该点是各向同性各向同性的；p假如L与时间t无关，则辐射场就是定常定常的。辐射通量密度辐射通量密度E 指辐射场内任一点处通过单位面积的辐射功率，也称辐照度，指辐射场内任一点处通过单位面积的辐射功率，也称辐照度，即单位时间通过单位面积的辐射能量，单位为W/m2。设面元为dA：u表示面元接受的F时，又称

7、辐照度u表示从物体表面发射出的E，又称辐出度、辐射度、辐射能力。ddQEdAdtdA（2）描述辐射场的物理量描述辐射场的物理量辐射源辐射源往外往外发射发射辐射的物体称为辐射源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，发射辐射的功率为W，则在以点源为中心、半径为r的球表面上的辐射通量密度（辐照度）为：24rWEr 在大气辐射中，把来自太阳的直在大气辐射中，把来自太阳的直接辐射看作平行辐射（平行光）接辐射看作平行辐射（平行光）（2）描述辐射场的物理量描述辐射场的物理量辐射源辐射源 面辐射源：面辐射源的特点是它可以向2立体角中发射辐射能。对面辐射源首先关心的是其辐出度，即

8、通过单位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。以F表示，其单位是W m2。对于某一波长，可写成 ，并且有 称为谱（或单色、分光）辐出度。dFFFq 一般来说，面源射向各个方向的辐亮度是不同的，具有方向性。若辐亮度辐亮度不随方向不随方向q q 变化，这类辐射体就称为变化，这类辐射体就称为朗伯体（朗伯面）朗伯体（朗伯面）。朗伯体是向所有方向以同一辐亮度发射辐射的物体。我们常常把太阳、陆地表面看作朗伯面；而平静的水面因有反射，则不能当作朗伯面处理。（2）描述辐射场的物理量描述辐射场的物理量2 辐射的物理规律（1）吸收率、反射率和透射率（2）平衡辐射基本规律（3）太阳辐射和地球辐射

9、区别2 辐射的物理规律辐射的物理规律（1）吸收率、反射率和透射率）吸收率、反射率和透射率 能量守恒 Q0=Qa+Qr+Qt 吸收率A=Qa/Q0 反射率R=Qr/Q0 透射率=Qt/Q0(透过率)A+R+=1 对于单色（或分光、谱）辐射，称为单色吸收率、反射率和透射率，分别记为Al,Rl,l。各种物体对不同波长的辐射具有不同的吸收率与放射率，构成了该物体的吸收光谱或辐射光谱。u黑体：绝对黑体绝对黑体：所有波长吸收率均为1，A=1。单色黑体：某一波长吸收率为1，Al=1。u灰体灰体：如果物体的吸收率不随波长变化，但小于1。例如，地面对于长波辐射的吸收率近于常数，故认为地面为灰体。（1）吸收率、反

10、射率和透射率）吸收率、反射率和透射率2 辐射的物理规律辐射的物理规律（2）平衡辐射基本规律）平衡辐射基本规律 自然界任何物体都通过辐射过程交换能量。当物体放射出的辐射能恰好等于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吸收的辐射能时，该物体处于辐射平衡。一般认为地面至60公里以下的大气处于局地辐射平衡状态，因此可用平衡辐射的规律来解决平流层以下的大气辐射学问题。物体处于热动平衡状态下发射和吸收辐射的物理规律，即u 基尔霍夫定律基尔霍夫定律u 普朗克定律普朗克定律u 斯蒂芬斯蒂芬 波尔兹曼定律波尔兹曼定律u 维恩定律维恩定律23基尔霍夫（基尔霍夫（Kirchhoff）定律）定律

11、(P143)在物体吸收光谱和辐射光谱之间，存在着一定的关系。实验表明，相同温度的物体相同温度的物体，吸收率大的辐射率（辐射出射度）也大；吸收率小的辐射率也小。（2）平衡辐射基本规律）平衡辐射基本规律24q推论：设想在一个真空封闭系统中有几个温度不同的物体，物体间只能通过辐射交换能量。经过相当长时间后，温度会变为彼此相等，达到辐射平衡。由于各物体有不同的吸收能力与辐射能力，显然只有吸收率大的物体其辐射率也大，吸收率小的物体其辐射率也小，系统最终才能达到辐射平衡。q进一步推论：物体对某一波长的吸收率大，则该波长的辐射率也大；物体对某一波长的吸收率大，则该波长的辐射率也大；对某一波长的辐射不吸收，也

12、就不放射该波长的辐射。对某一波长的辐射不吸收，也就不放射该波长的辐射。基尔霍夫（基尔霍夫（Kirchhoff）定律）定律 25基尔霍夫基尔霍夫在1859年论证出在热平衡条件下，任何物体的辐射率F,T（辐出度）和它的吸收率A,T之比值是一个普适函数。该普适函数只是温度和波长的函数，而与物体的性质无关。以公式表示有),(,TfAFTTKirchhoff Law基尔霍夫（基尔霍夫（Kirchhoff）定律）定律 26如果有几种物体，在同一温度，对同一波长同一温度，对同一波长的吸收率分别为A1,T，A2,T，A3,T，A4,T，A5,T，辐出度分别为 F 1,T，F 2,T，F 3,T，F 4,T，F

13、 5,T，则有),(,5,5,4,4,3,3,2,2,1,1TfAFAFAFAFAFTTTTTTTTTT基尔霍夫（基尔霍夫（Kirchhoff）定律）定律 27q当某一物体对该波长为黑体(Al,T=1)时，其辐出度就等于f(l,T)。现以FB(l,T)表示黑体的辐出度，则有FB(l,T)=f(l,T)。因此，基尔霍夫定律表明：任何物体的辐出度和它的吸收率之比都等于同一温度下黑体的辐出度FB(l,T)。q而且还可以看出，在相同温度时，黑体的辐出度是最大的，其它物体都无法超过它。基尔霍夫（基尔霍夫（Kirchhoff）定律）定律 28通常定义物体的放射能力F,T和黑体的辐射能力FB(l,T)之比为

14、比辐射率,T，则上述的基尔霍夫定律也可以写成下列形式 物体的比辐射率和其吸收率相等TTA,基尔霍夫（基尔霍夫（Kirchhoff）定律）定律 29（1）（2）（3）推导过程A,T 吸收率；F,T 辐射率/辐出度;FB(,T)黑体辐出度;,T 比辐射率TTA,),(,TfAFTTFB(,T)=f（,T）,T =F ,T /FB(,T)30q基尔霍夫定律的基尔霍夫定律的意义意义在于：在于：它将物体的吸收能力和放射能力联系了起它将物体的吸收能力和放射能力联系了起来，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；只要知道了某种物体的吸收率，也就知道了它的比辐射率；q特别是它特别是它将各种物体

15、的吸收、放射能力与黑体的放射能力联系了起来将各种物体的吸收、放射能力与黑体的放射能力联系了起来。因为绝对黑体的辐射规律从理论上和实验上都己研究得十分清楚，只要因为绝对黑体的辐射规律从理论上和实验上都己研究得十分清楚，只要知道物体的吸收光谱，物体的辐射特性也就可以完全确定了。知道物体的吸收光谱，物体的辐射特性也就可以完全确定了。基尔霍夫（基尔霍夫（Kirchhoff）定律）定律 普朗克（普朗克（Planck）定律）定律绝对黑体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。1900年普朗克得出了绝对黑体辐射率随波长变化的函数关系，即普朗克定律。FB(,T)是绝对黑体的分光辐出度，单位

16、为 W m 2 m 1。其中 第一辐射常数 W m4 m2第二辐射常数 m K其中c为光速，h为普朗克常数，k 为波尔兹曼常数。152B)1e(2),(TkhchcTF1/51)1e(2TCC821107427.32chC143882kchC（2）平衡辐射基本规律）平衡辐射基本规律32这里应当说明，绝对黑体的分光辐出度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。由于绝对黑体是朗伯体，服从朗伯定律的，因此黑体的分光辐亮度（W m2m1sr1）为B(,T)称为普朗克函数，也常写为B(T)。1/51B)1e(),(1),(2TCCTFTB普朗克（普朗克（Planck）定律）定律

17、331879年斯蒂芬由实验发现，1884年波尔兹曼由热力学理论得出：绝对黑体的积分辐出度积分辐出度与其温度的4次方成正比，即称为斯蒂芬 波尔兹曼常数4TFT斯蒂芬斯蒂芬玻尔兹曼玻尔兹曼定律定律（2）平衡辐射基本规律）平衡辐射基本规律34 1893年维恩从热力学理论推导出黑体辐射光谱极大值对应的波长max和温度的乘积为一常数 由此可知，若黑体温度越高，则max 愈小，故称维恩位移定律。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。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颜色温度或简称色温。T8.2897max维恩维

18、恩（位移）（位移）定律定律（2）平衡辐射基本规律）平衡辐射基本规律35维恩位移定律维恩位移定律 实验发现：当绝对黑体的温度升高温度升高时，单色辐出度最大值对应的波长向短短波方向波方向移动。1700k1500k1300kF(,T)36简单小总结简单小总结u 有了上述有关辐射的定律，黑体辐射的规律就全部确定了。u 这些定律把黑体的温度与辐射光谱联系了起来。u 对于非黑体，只要知道了它的温度与吸收率，通过基尔霍夫定律，其辐射光谱也就确定了。u 在研究大气辐射过程时，首先要确定地球和大气的吸收率。（3）太阳辐射和地球辐射的区别（P145）2 辐射的物理规律辐射的物理规律 太阳表面温度和地球大气温度差别

19、较大，两者辐射能量集中光谱段是不同的。下图横坐标分为三段：0-1000、1000-24000、24000-（umK），第一、三段的辐射能量不到总能量的1%，辐射能集中在1000-24000（umK），结合维恩定律讨论：n以温度T=6000k代表太阳太阳，则能量集中在0.17-4um，极值波长在0.483um；n以温度T=300k代表地面地面，则能量集中在3.3-10um，极值波长在9.659um；n以温度T=200k代表大气（平流层下层），大气（平流层下层），则能量集中在5-120um，极值波长在14.489um；（3）太阳辐射和地球辐射的区别（P145）l 太阳辐射的能量集中在0.1m至4.

20、0m之间l 地球大气辐射的能量主要集中在4m至120m之间l 在大气物理学中，常称太阳辐射为短波辐射，以可见光与近红外为主；称地球和大气辐射为长波辐射，以红外波段为主。短波和长波辐射以4m分界。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（1）大气分子的选择性吸收吸收（2）大气对辐射的散射散射（3）辐射能在介质中的传输传输大气中有各种气体成分以及水滴、尘埃等气溶胶颗粒，辐射在大气中传输时，要受到大气的影响，其强度强度、传输方向传输方向以及偏振状态偏振状态都会发生变化，这种作用主要有吸收吸收、散射散射和折射折射。由于折射过程一般与能量收支问题关系较少，这里主要讲述吸收和散射作用。3 地球

21、大气与辐射的相互作用地球大气与辐射的相互作用（1）大气分子的选择性吸收q所谓吸收，就是指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。辐射在通过吸收介质向前传输时，能量就会不断被削弱，介质则由于吸收了辐射能而加热，温度升高。q大气中各种气体成分具有选择吸收的特性，这是由组成大气的分子和原子结构及其所处运动状态决定的。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。体积体积吸收系数单位体积中各粒子吸收截面之和（ka=Nab）质量质量吸收系数单位质量中各粒子吸收截面之和;单位质量的吸收物质（1cm2气柱中）吸收了原辐射能的份数吸收

22、系数吸收系数kMNNkab0ababab（1）大气分子的选择性吸收加宽作用使得吸收带中谱线互相重叠，在每一波数处的吸收系数k实际多使用一波数间隔内的平均值iikk,吸收系数吸收系数（1）大气分子的选择性吸收（1）大气分子的选择性吸收大气吸收光谱（大气吸收光谱（P146）整层大气的吸收光谱整层大气的吸收光谱11km高度以上大气的吸收光谱高度以上大气的吸收光谱整层大气整层大气中不同气体成份的吸收光谱中不同气体成份的吸收光谱太阳和地球的黑体辐射太阳和地球的黑体辐射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（1）大气分子的选择性吸收大气吸收光谱（大气吸收光谱（P146）大气把太阳辐射中的紫外

23、大气把太阳辐射中的紫外辐射几乎全部都吸收辐射几乎全部都吸收了，主要吸收气体是氧分子、氧原子和臭氧分子；可见光区，大气吸收很少可见光区，大气吸收很少，只有不强的吸收带。近红外波段近红外波段，开始有一些吸收带，主要是水汽的吸收主要是水汽的吸收（1）大气分子的选择性吸收大气吸收光谱（大气吸收光谱（P146）在红外波段红外波段，大气吸收比大气吸收比较强较强，主要的吸收气体是水分子和二氧化碳分子。在8-12微米微米这一段，大气吸收很弱，被称为大气的透明窗大气的透明窗。（这一区域中只有9.6微米附近臭氧有一个较强的吸收带）大气透明窗对地气系统的大气透明窗对地气系统的辐射平衡有十分重要意义。辐射平衡有十分重

24、要意义。（2）大气对辐射的散射 电磁辐射电磁辐射在遇到大气中分子、尘埃、云雨滴、冰粒等粒子时，会产生散射现象，产生散射现象，使一部分入射波能量改变方向射向四面八方，而原方向辐射能被削弱使一部分入射波能量改变方向射向四面八方，而原方向辐射能被削弱。太阳辐射太阳辐射经过大气到达地面时，由于散射作用，太阳的直接辐射比大气上界有一由于散射作用，太阳的直接辐射比大气上界有一定程度减弱，但同时却使整个大气层变得明亮定程度减弱，但同时却使整个大气层变得明亮，发出蔚兰色的散射光；在没有大气的外层空间，太阳本身虽光亮耀目，四周的天空却会是漆黑一片。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特点：散射在

25、电磁波谱的各个波长上都会发生，因而是全波段的，不是散射在电磁波谱的各个波长上都会发生，因而是全波段的，不是选择性的选择性的，但散射的强弱及空间分布却和波长及散射质点的相对大小有关。散射和吸收不同：（1）它不产生分子内能状态的变化，应以电磁波理论和物质的电子理论来解释（Mie理论）；吸收是因能态发生变化而产生的，需要用量子理论来解释。（2）散射不是选择性的，它在电磁波谱的各个波长上都会发生，因而是全波段的。（2）大气对辐射的散射定义无量纲尺度参数 当1时：瑞利（Rayleigh）散射，也称分子散射。如气体分子对可见光的散射。当0.1 50：几何光学范畴：折射。如大雨滴对可见光的散射。2 r（2）

26、大气对辐射的散射（3）辐射能在介质中的传输布格布格-朗伯（朗伯（Bouguer-Lanbert）定律）定律a,ddbEEkl1a.0d,0ebkllEEa,ddbEEkl1a.0d,0ebkllEE3 地球大气与辐射的相互作用地球大气与辐射的相互作用辐射传输的有关物理量辐射传输的有关物理量A 光学厚度：沿辐射传输路径，单位截面上所有吸收和散射物质产生的总削光学厚度：沿辐射传输路径，单位截面上所有吸收和散射物质产生的总削弱。是无因次量。弱。是无因次量。,00ddllexexklkl00ddllexexklkl（3）辐射能在介质中的传输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B 光学质

27、量：辐射束沿传输路径在单位截面上所通过的吸收或散射气体的质光学质量：辐射束沿传输路径在单位截面上所通过的吸收或散射气体的质量，称为光学质量（量，称为光学质量（optical mass），常以），常以u表示。即单位截面积主体内气体的表示。即单位截面积主体内气体的质量。质量。llu0d0dlsul光学质量还可以用标准状态下吸收或散光学质量还可以用标准状态下吸收或散射气体的厚度表示：射气体的厚度表示：辐射传输的有关物理量辐射传输的有关物理量（3）辐射能在介质中的传输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0,0eekulEE0,11ekuA 0,0,0,1e1(1)kuAkuku C 单

28、色透射率和单色吸收率。辐射通过一段大气路径后，辐射通量密度之单色透射率和单色吸收率。辐射通过一段大气路径后，辐射通量密度之比：比：常将整层大气在垂直方向的透过率称为透明系数辐射传输的有关物理量辐射传输的有关物理量（3）辐射能在介质中的传输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上界的太阳辐射能大气上界的太阳辐射能地面对太阳辐射的反射和地面对太阳辐射的反射和 吸收吸收太阳的直接辐射太阳的直接辐射0102034 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4 太阳太阳(短波短波)辐射在地球大气中的传输辐射在地球大气中的传输（1）大气上界的太阳（短波）辐射能太阳常数太阳常数

29、以 表示大气上界在日地平均距离d0时，与日光垂直平面上的太阳分光辐照度，此时的太阳积分辐照度称为太阳常数。2013677SW m000=SSd，0S，在日地平均距离(1.5 108km：一天文单位）处，与太阳光束方向垂直的单位面积上，单位时间内所接受到的太阳总辐射能，单位为W/m24 太阳（太阳（短波短波）辐射在地球大气中的传输）辐射在地球大气中的传输（1）大气上界的太阳辐射太阳辐射大气上界的太阳辐射能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的等值线图全球各地大气上界太阳辐射的日总量的等值线图1、阴影部分代表极夜，即大气上界太阳辐射的日总量Qd为零；2、低纬地区的Qd的年变化较小，

30、而高纬地区年变化较大；3、北半球夏季各纬度间Qd的差别不大，（可明显看出有赤道向极地Qd是增加，这主要是因为北极全天有日照，其日总量是赤道的1.37倍，但北极的气温反而比赤道低，为什么了？）4、北半球冬季Qd则随纬度的增加而迅速下降，进入极圈甚至变为零；4太阳（太阳（短波短波）辐射在地球大气中的传输）辐射在地球大气中的传输（2）太阳的直接辐射大气上界海平面1、太阳直接辐射可以认为是一种平行光辐射，进入大气后，由于各种气体成份的吸收和散射太阳辐射能量，造成衰减；2、吸收过程是一部分太阳辐射能量变成气体分子的热能或化学能；选择性3、散射过程将散射能量散发到四面八方，一部分从大气上界射出，一部分达到

31、地面；4、大气对不同波长辐射削弱不同，以致大气上界与海平面的太阳光谱显著不同5、绿色表示散射（空气、水汽、灰尘和气溶胶等）部分；红色表示吸收（各种气体）部分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（3）地面对太阳（太阳（短波短波）辐射）辐射的反射和吸收地面反照率地面反照率地面状况地面状况水面水面阔叶林阔叶林草地、草地、沼泽沼泽水稻田水稻田灌木灌木田野田野草原草原沙漠沙漠冰川、冰川、雪被雪被反照率（%）68131510181218161815202025253550 地球表面能获得多少太阳（太阳（短波短波）辐射）辐射能，在很大程度上依赖于地表反射率。气象学上通常关心的是某一地区的

32、平均反照率，其区域尺度可达几公里甚至上百公里。在地球-大气系统对太阳辐射的吸收中，大气的吸收只占20%，地球表面吸收了约50%，这一点在地气系统的能量平衡及气候的形成和变化中有极重要的作用。（3）地面对太阳（太阳（短波短波）辐射）辐射的反射和吸收云的反照率云的反照率60%由于云中水滴和冰晶的散射太阳太阳（短波短波）辐射）辐射，使云体表面成了比较强的反射面。云的种类 反照率(%)而厚的积雨云 92 云顶在 6km 以下的小积雨云 86 陆地上的淡积云 29 陆地上的积云和层积云 69 海上的厚层云、云底高度约 0.5km 64 海上的厚层积云 60 海上的薄层云 42 厚的卷层云、有降水 74

33、陆上卷云 36 陆上卷层云 32 云的反云的反照率既依照率既依赖于云的赖于云的厚度、相厚度、相态和含水态和含水量等云的量等云的宏微观特宏微观特性，而且性，而且和太阳高和太阳高度角和下度角和下垫面反照垫面反照率有关率有关（3）地面对太阳（太阳（短波短波）辐射）辐射的反射和吸收云的反照率云的反照率（3）地面对太阳（太阳（短波短波）辐射）辐射的反射和吸收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，它表示射大气系统的反照率称为行星反照率，它表示射入地球的入地球的太阳（太阳（短波短波）辐射）辐射被大气、云及地面反射回宇被大气、云及地面反射回宇宙空间的总百分比。宙空间的总百分比。各地区

34、行星反照率的差别较大，赤道地区的行星反照率约为0.2甚至更小，而极地为0.6甚至达到0.95。全年平均的全球行星反照率一般取全年平均的全球行星反照率一般取30%，它包括地球表面的平均反射率（约为0.15）、云的高反射率和大气的后向散射作用（1）地面长波辐射特性（3）大气顶部射出的长波辐射（2）长波辐射在大气中传输5 地球地球-大气系统的长波辐射大气系统的长波辐射 地球-大气系统包括地面、各种气体分子以及云和气溶胶。大气系统所处的温度为200300K，其辐射能量主要集中在4120m之间，这种辐射常称为长波辐射长波辐射或地球辐射。5 地球地球-大气系统的大气系统的长波长波辐射辐射（1）地面的长波辐

35、射特性4ggFATg 一般来说，地面对于长波辐射的吸收率近于常数，值在0.82-0.99之间，岩石较低、纯水与雪则极接近于1；(P153)一般可以认为地面为灰体，常取0.95g表面表面种类种类土壤土壤沙土沙土岩石岩石沥青沥青路路土路土路植被植被海水海水纯水纯水雪雪吸收率0.95-0.970.91-0.950.82-0.930.9560.9660.95-0.980.960.9930.995Tg（）-40-2002040F（W/m2）159222300398518 各种温度下地面放射的长波能量（0.95版），这个数值已经接近地面收到的太阳辐射能；但是，到日落后，地面没有了太阳能收入，而这个放射却仍

36、在继续着。4ggFAT5 地球地球-大气系统的长波辐射大气系统的长波辐射（2）长波辐射在大气中的传输相比于太阳短波辐射，地气系统长波辐射具有的相比于太阳短波辐射，地气系统长波辐射具有的3大特点：大特点：（1）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）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个方向的漫射辐射。射出的是具有各个方向的漫射辐射。太阳辐射了？太阳辐射了？（2）大气对长波辐射的散射削弱极小，可以忽略不计，所以只考虑吸）大气对长波辐射的散射削弱极小，可以忽略不计，所以只考虑吸收作用，忽略散射。但云例外；收作用，忽略散射。但云例外；（3）大气不仅

37、是削弱辐射的介质，而且它本身也放射辐射，有时甚至）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，因此其放射的辐射会超出吸收部分，因此必须将大气的放射与吸收同时考虑必须将大气的放射与吸收同时考虑。总之：长波辐射在大气中的传输，是总之：长波辐射在大气中的传输，是一种漫射辐射，是在无散射但有一种漫射辐射，是在无散射但有吸收又有放射的介质中的传输。吸收又有放射的介质中的传输。（2）长波辐射在大气中的传输推导长波辐射传输过程dlL单位体积吸收系数为kab,abdLkL dl 由于吸收作用而使辐亮度发生变化按吸收率定义，该气层吸收率为,ababkL dldLAkdlL

38、L射入辐射 -吸收辐射？（2）长波辐射在大气中的传输Ldl,()()abA B TkB T dl,()ababdLkL dlkB T dl（2）长波辐射在大气中的传输L dl=secdz dl dz,sec()secababdLkLdzkB Tdzqq,()secabdLkLB Tdzq（2）长波辐射在大气中的传输,()secabdLkLB Tdzq1cossecqq,()abdLkLB TdzSchwarzchild 方程方程（2）长波辐射在大气中的传输,()ababzzzkdzkdz,ababdkdzkdz 代入光学厚度()dLLB Td5 地球地球-大气系统的长波辐射大气系统的长波辐射（

39、3）大气顶部射出的长波辐射Outgoing Longwave Radiation（OLR）地气系统从大气顶部向外射出的长波辐射（OLR），是漫射辐射，它是大气顶部从各个方向来的所有波长的长波大气顶部从各个方向来的所有波长的长波辐亮度积分辐亮度积分。0,)0(dEEL 大气中某一气层的气体一方面吸收来自地表面及其下层大气放射的辐射，另一方面又依据它本身的温度放出辐射。这样，通过每一气层的吸收和发射作用，来自地表面和下层大气的辐射逐层向上传输，因此，大气的红外发射谱不但和大气温度的垂直分布有关，而且和吸收气体质量的垂直大气的红外发射谱不但和大气温度的垂直分布有关，而且和吸收气体质量的垂直分布有关分

40、布有关。这个辐射量利用卫星上灵敏光谱仪可以测量到，并可反过来推求大气温度廓线或吸收物质含量随高度的分布。地表和下层大气放射辐射大气本身放出辐射下表面上表面 整层大气长波辐射特性，最主要特征是在整层大气长波辐射特性，最主要特征是在8-12微米（波数微米（波数1250-800）处有一个大气窗处有一个大气窗，而它恰好在地面长波辐射最强的波段。从卫星上看，大气窗这一波段的辐射温度接近地面温度。由图可知，（1）撒哈拉沙漠地面温度接近320K，发射热辐射最强；（2）而南极地区地面温度约为180K，发射热辐射最弱；大气顶部向外层空间射出的长波辐射之外。事实上，大气辐射大气辐射还有指向地面的部分，称为大气逆辐

41、射还有指向地面的部分，称为大气逆辐射。大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿，由此可看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用被称为大气的称为大气的保温效应保温效应。地面地面大气逆辐射大气逆辐射大气层大气层01地地-气系统辐射平衡气系统辐射平衡02地球大气温室效应地球大气温室效应03地地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额04观测到辐射平衡观测到辐射平衡6 地面、大气及大气系统的辐射平衡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定义：物体辐射能收入与支出的差值称为辐射差额，也称净辐射。定义：物体辐射能收入与支出的

42、差值称为辐射差额，也称净辐射。辐射差额大于辐射差额大于0，则使物体增温（升温）；，则使物体增温（升温）；辐射差额等于辐射差额等于0，则使物体温度不变；，则使物体温度不变；辐射差额小于辐射差额小于0，则使物体降温（降温）。，则使物体降温（降温）。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（1）地气系统的辐射平衡（地气系统是一个整体）从全球长期平均温度来看从全球长期平均温度来看，地气系统温度变化极其缓慢，多年基本不变，故全球应当达到辐射平衡全球应当达到辐射平衡。地气系统除了反射掉太阳辐射以外，还吸收一部分太阳辐射能量；同时，地气系统也以自身的温度和辐射特性向外辐射长波辐射，最

43、终达到某种平衡。地气系统可看作为黑体。黑体。太阳地球收入：收入：)1(20RrS支出：支出：244rTe辐射平衡时有辐射平衡时有)1(20RrS244 rTe（1）地气系统的辐射平衡解得地球有效温度为解得地球有效温度为0448(1)1367(10.3)445.67 10254.8618.29eSRTKC 目前，地球表面的温度全球平目前，地球表面的温度全球平均值约为均值约为15Te,而大气的平而大气的平均温度则均温度则Te、TaTeb.AL增大，而增大，而As不变时，不变时，Tg增大增大c.AS增大，而增大，而AL不变时，如何？不变时，如何？d.R增大，而增大，而As、AL不变时，如何？不变时，

44、如何？时sLARA)1(由于大气层对短波辐射吸收比较小，而对长波辐射有一定的吸收由于大气层对短波辐射吸收比较小，而对长波辐射有一定的吸收和发射，使得地球表面平衡温度比无大气时要高，大气的这种抬升和发射，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。地球表面平衡温度的作用称为大气保温效应。例如：温室气体（水汽、二氧化碳、臭氧）的增加会使例如：温室气体（水汽、二氧化碳、臭氧）的增加会使AL增大，增大，而而As变化不大时，从而使变化不大时，从而使Tg增加，即全球地面平均温度升高。增加，即全球地面平均温度升高。6 地面、大气及地气系统的辐射平衡地面、大气及地

45、气系统的辐射平衡（3）地面、大气和地气系统的辐射差额地面上短波净辐射通量可写为：*,0,0,0,0(1)SSSgSEEERE地面上长波净辐射通量可写为：*4,0,0,04,0(1)()LLgggLggLEETETE 地面的净辐射通量（整体）：*40,0,0(1)()SgggLEERTE 地面有效辐射是指地面向上长波辐射和大气逆辐射之差。即：地面有效辐射是指地面向上长波辐射和大气逆辐射之差。即：地面的辐射差额地面的辐射差额0,40LggETE太阳短波辐射反射太阳短波辐射地面长波辐射大气逆辐射反射大气逆辐射地面 地球表面辐射差额地球表面辐射差额（净辐射）就是地面所吸收太阳短波辐射和地面放出有效就是

46、地面所吸收太阳短波辐射和地面放出有效辐射辐射（长波）之差之差。在白天无云条件下，地面升温；而夜间，地面降温。从全年角度，各地地面净辐射通量都是正值各地地面净辐射通量都是正值，即地面辐射收入总是大于支出。这多出能量用于地面使水分蒸发，以潜热形式给于大气或以热对流方式直接给于大气。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（3）地面、大气和地气系统的辐射差额大气的辐射差额大气的辐射差额 大气辐射差额，可以分为两种情况。一是某一层大气的辐射差额；一是某一层大气的辐射差额；二是整层大气的辐射差额。二是整层大气的辐射差额。大气层中各处由于吸收辐射的物质及其含量的差异，以及温度的差吸

47、收辐射的物质及其含量的差异，以及温度的差异，异，造成大气辐射差额的空间差异特别大。（3）地面、大气和地气系统的辐射差额大气的辐射差额大气的辐射差额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)()()(*zEzEzE则则z到到z+z之间的一薄层大气的辐射差额可表示为之间的一薄层大气的辐射差额可表示为)()(*zEzzEE 气层中短波辐射净通量取决于这一层大气对太阳辐射吸收能力；气层中短波辐射净通量取决于这一层大气对太阳辐射吸收能力；长波辐射取决于这层大气对长波辐射吸收物质多少及气层本身温度。长波辐射取决于这层大气对长波辐射吸收物质多少及气层本身温度。大气中对长波

48、辐射吸收物质主要是水汽、二氧化碳和臭氧。它们一方面吸收辐射，一方面又放出辐射，比较复杂。Z+ZZ某层大气某层大气（3）地面、大气和地气系统的辐射差额大气的辐射差额大气的辐射差额整层大气的辐射差额：大气上界净辐射和地面净辐射之差。大气上。大气上界净辐射为界净辐射为0，地面净辐射为正，因此整层大气辐射差额为负。，地面净辐射为正，因此整层大气辐射差额为负。特点：特点：，大气要靠地面给以显热和潜热来维持热平衡。，大气要靠地面给以显热和潜热来维持热平衡。0aE大气上界地面整层大气整层大气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（3）地面、大气和地气系统的辐射差额地气系统的辐射差额

49、地气系统的辐射差额 把地面直到大气上界当作一个整体，其净辐射就是地-气系统的辐射差额。地地-气系统辐射差额就是大气顶部净辐射；气系统辐射差额就是大气顶部净辐射；地-气系统辐射差额随季节、纬度、云量云状、下垫面性质及大气成分等因素而变化。平均而言，在两极和高纬地区辐射差额为负，在赤道和热带平均而言，在两极和高纬地区辐射差额为负，在赤道和热带地区为正值。地区为正值。但是，就整个地就整个地-气系统而言，辐射差额为气系统而言，辐射差额为0，地-气系统热状况没有明显变化。0=+=EEEEaoa6 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（4）观测到辐射平衡 地球整体处于辐射平衡状态，

50、即能量以短波辐射形式进入地球大气系统时，必须有相同数量能量以长波形式离去。1、地气系统、地气系统吸太阳辐射吸太阳辐射放红外辐射放红外辐射2、地面、地面吸太阳辐射吸太阳辐射放红外辐射放红外辐射 20100-6-20-4=706+38+26=7050感热感热 6；潜热潜热 243、整层大气、整层大气吸太阳辐射吸太阳辐射20吸红外辐射吸红外辐射14放红外辐射放红外辐射吸感热吸感热6吸潜热吸潜热2438+26=6426+38=)24+6(30+14+2024+6+20=5050+)4+20+6(30+)4+16(20=100大气：地面：太阳：50+)4+20+6(30+)4+16(20=100太阳辐射