海洋年平均熱量平衡方程課件

第2章輻射收支與熱量平衡第2章2.1輻射基礎(chǔ)知識2.2太陽輻射2.3地面&大氣輻射2.4輻射差額2.5熱量平衡2.6溫度變化規(guī)律及特征Outline2.1輻射基礎(chǔ)知識Outline物體以輻射的方式傳遞交換的能量。2.1

輻射基礎(chǔ)知識2.1.1輻射與輻射能

輻射（Radiation）物體以電磁波或粒子流的形式向周圍傳遞或交換能量的方式。

輻射能（RadiationEnergy）

基本特性波粒二象性（同時具備波的特質(zhì)及粒子的特質(zhì)）物體以輻射的方式傳遞交換的能量。2.1輻射基礎(chǔ)知識2.1.各種輻射的波長各種輻射的波長名稱波長范圍紫外線0.01～0.4微米可見光0.4～0.76微米紅外線近紅外0.76～3.0微米中紅外3.0～6.0微米遠(yuǎn)紅外6.0～15微米超遠(yuǎn)紅外15～1000微米微波毫米波1～10毫米厘米波1～10厘米分米波10～100厘米色彩名稱波長范圍紫0.40～0.43微米藍(lán)0.43～0.47微米青0.47～0.50微米綠0.50～0.56微米黃0.56～0.59微米橙0.59～0.62微米紅0.62～0.76微米不同電磁波的具體波長范圍波長和對應(yīng)的顏色名稱波長范圍紫外線0.01～0.4微米可見光0.4～0.76太陽輻射（SolarRadiation）1、太陽輻射是一種電磁波；2、太陽輻射由紫外線、可見光、紅外線三部分組成；3、太陽輻射的能量主要集中在可見光部分；4、太陽輻射是一種短波輻射。太陽輻射（SolarRadiation）1、太陽輻射是一種太陽的輻射通量約為3.90×1026W

輻射通量（RadiationFlux）單位時間通過任意面積上的輻射能，單位為J/s(或W)。

輻射通量密度(RadiantFluxDensity)單位面積上的輻射通量，單位為W/m2。太陽的輻射通量密度約為6.34×107W/m2注意：輻射通量密度又被稱為輻射強度、輻射能力太陽的輻射通量約為3.90×1026W輻射通量（Ra（絕對）黑體Blackbody對于投射到該物體上所有波長的輻射都能全部吸收的物體，是一種科學(xué)假想的物體，現(xiàn)實生活中是不存在的，但卻可以人工制造出近似的人工黑體。2.1.2輻射的基本定律普朗克定律維恩位移定律史蒂芬-玻爾茲曼定律基爾霍夫定律（絕對）黑體Blackbody2.1.2輻射的基本定律普

普朗克定律(Planck’sLaw)

(黑體輻射的能量分布公式)絕對黑體輻射能量與其波長、溫度的關(guān)系為：——輻射強度；

h——普朗克常數(shù)，6.626×10-34J/s；

k——波爾茲曼常數(shù)，1.38×10-23J/K

；c——真空中的光速，3×108m/s；

——輻射波長，m；T——物體的絕對溫度，K。普朗克-德國物理學(xué)家（1858-1947）普朗克定律(Planck’sLaw)絕對

黑體單色輻射力隨波長的增大，先增大后減小。物體的溫度愈高，放射能量最大值的波長愈短，隨著物體溫度不斷增高，最大輻射波長由長向短位移。太陽輻射的能量主要集中在0.17~4μm，而地球和大氣輻射的主要能量集中在3~120μm。一般以4μm為界，把太陽輻射稱為短波輻射(ShortwaveRadiation)，把地球和大氣輻射稱為長波輻射(Long-waveRadiation)。黑體單色輻射力隨波長的增大，先增大后減小。太陽輻射的能量主

維恩-德國物理學(xué)家（1864-1928）λm＝C/T或λmT=C

如果波長以μm為單位，則常數(shù)C＝2.897×103μm·K，于是上式為：

絕對黑體的放射能力最強的波的波長(λm)

與其本身的絕對溫度(T)成反比。即：λmT＝2.897×103μm·K

根據(jù)λm算出的溫度為色溫度，故太陽色溫度為6100K。

維恩位移定律(Wien’sdisplacementLaw)

維恩-德國物理學(xué)家λm＝C/T或λmT=C

斯蒂芬—波爾茲曼定律(Stefan-Boltzmann’sLaw)

黑體的總放射能力（ET）與它本身絕對溫度（T）的四次方成正比。即：E*

＝σT4式中σ＝5.67×10-8W/m2?K4，為斯蒂芬—波爾茲曼常數(shù)。物體溫度愈高，其放射能力愈強。

根據(jù)E*算出的溫度為等效黑體溫度，故太陽等效黑體溫度為5780K。

斯蒂芬—波爾茲曼（1844-1906,奧地利）斯蒂芬—波爾茲曼定律(Stefan-Boltzmann’s

基爾霍夫定律(選擇吸收定律)(Kirchoff’sLaw)

物體對一定波長的比輻射率ελ（物體的輻射通量密度Eλ與同溫度下黑體的輻射通量密度Eλ*之比）與該物體對同一波長的吸收率(aλ)相等。ελ=aλ推論對不同性質(zhì)的物體，放射能力較強的物體，吸收能力也較強；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑體的吸收能力最強，所以它也是放射能力最強的物體。對同一物體，如果在溫度T時它放射某一波長的輻射，那么，在同一溫度下它也吸收這一波長的輻射。

物質(zhì)如能強烈吸收某一波長的輻射，則一定能強烈地發(fā)射同一波長的輻射。

基爾霍夫定律(選擇吸收定律)(Kirchoff’sLa2.2.1太陽輻射光譜和太陽常數(shù)

太陽輻射光譜(Solarradiationspectrum)

太陽輻射中輻射隨波長的分布。2.2

太陽輻射圖中：實線是大氣上界的太陽輻射光譜；虛線是溫度在6000K時的黑體輻射光譜。2.2.1太陽輻射光譜和太陽常數(shù)太陽輻射光譜(Sola

太陽常數(shù)（I0）定義：當(dāng)?shù)厍蛭挥谌盏仄骄嚯x時(約為1.496×108km)，地球大氣上界，垂直于太陽光線單位面積上，單位時間內(nèi)獲得的太陽輻射能。變化范圍：1325~1457W/m2

（世界氣象組織推薦太陽常數(shù)值為1367W/m2）。約1.5億km大氣圈大氣上界太陽常數(shù)太陽常數(shù)（I0）定義：當(dāng)?shù)厍蛭挥谌盏仄骄嚯x時(約為1.2.2.2到達(dá)地球上界的太陽輻射（天文輻射）1.日地距離（r）

地球上接收到的太陽輻射強度I與日地距離r的平方成反比，與地球公轉(zhuǎn)軌道的平均半徑r0成正比。2.2.2到達(dá)地球上界的太陽輻射（天文輻射）1.日地距離2.太陽高度角（h）太陽光線與地表水平面之間的夾角。（0≤h≤90°)sinh＝sinφsinδ+cosφcosδcosω式中：φ為觀測點緯度，δ為太陽赤緯，ω是時角。2.太陽高度角（h）太陽光線與地表水平面之間的夾角。（0太陽赤緯δ:地球赤道平面與太陽和地球中心的連線之間的夾角赤緯角以年為周期，在+23°27′與-23°27′的范圍內(nèi)移動太陽赤緯的周年變化23°27′-23°27′0°0°

δ＝23.5sinN°

太陽赤緯δ:地球赤道平面與太陽和地球中心的連線之間的夾角赤正午：ω＝0；上午：ω＜0；下午：ω＞0。h正午＝90°-φ+δ時角ω:用角度表示的時間，距離正午每差1小時，時角相差15°。正午太陽高度角（h正午）的計算思考：已知某地的緯度為北緯30o，試計算出該地春分、秋分、夏至和冬至這四個特定日子正午時的太陽高度角。解：已知Φ=30o，代入公式得（1）春分、秋分時：δ=0oh=90o-（30o-0o）=60o（2）夏至?xí)r：δ=23o5h=90o-（30o-23.5o）=83.5o（3）冬至?xí)r：δ=-23o5h=90o-（30o+23.5o）=36.5o

正午：ω＝0；h正午＝90°-φ+δ時角ω:用角度表示四季的形成3.白晝長度（晝長，日出到日沒的間隔時間）四季的形成3.白晝長度（晝長，日出到日沒的間隔時間）相同緯度，冬短夏長，春秋介于二者之間。夏季隨緯度升高而加長，冬季隨緯度升高而縮短，春、秋分則不隨緯度升高而變。cosω0＝tanφtanδ式中：ω0是時角；φ為觀測點緯度；δ為赤緯。h=0（日出與日沒），時角記為ω0，則有:負(fù)根(-ω0)為日出的時角，正根ω0為日沒的時角。-ω0<ω<ω0

，2ω0就是白晝長度。相同緯度，冬短夏長，春秋介于二者之間。cosω0＝tanφ①赤道全年日天文輻射變化較小,獲得的太陽輻射總量最多，從赤道向極地隨緯度增高而減小，極小值出現(xiàn)在極點。②夏半年在20°~25°的緯度帶，獲得太陽輻射最多，由此向赤道和極地遞減，最小值在極點。③冬半年赤道獲得太陽輻射最多，隨緯度增高迅速遞減。高低緯度之間的差值大。④冬、夏太陽輻射的差值，隨緯度增高而增大，即太陽輻射的年振幅隨緯度增高而增大。4.天文輻射的時空分布①赤道全年日天文輻射變化較小,獲得的太陽輻射總量最多，從赤大氣的熱量是否直接來自太陽輻射呢？大氣的熱量是否直接來自太陽輻射呢？2.2.3太陽輻射在大氣中的減弱吸收散射反射2.2.3太陽輻射在大氣中的減弱吸收散射反射（1）吸收作用

氧、臭氧、水汽和CO2

誰來吸收？主要吸收的波段范圍？1、O2：主要吸收小于0.2m的紫外線。2、O3：主要吸收0.2-0.31m紫外線，這是一個最強的吸收帶。3、CO2：主要吸收1.46-2.78m的紅外線區(qū)。4、水汽：對太陽輻射吸收范圍很廣，主要吸收波長在0.7-3m的紅外線。5、水滴和塵埃：水滴和塵埃能吸收0.59m及3m附近的太陽輻射。（1）吸收作用氧、臭氧、水汽和CO2誰來吸收？主要吸收地面高層大氣平流層對流層臭氧大量吸收紫外線二氧化碳、水汽吸收紅外線選擇特性思考1、從臭氧、二氧化碳和水汽的吸收作用，可知大氣吸收具有什么特性？2、為什么大氣直接吸收的太陽輻射能量是很少的？大氣對太陽輻射中能量最強的可見光吸收得很少，大部分可見光能夠透過大氣到地面。氧原子吸收部分紫外線地面高層大氣平流層對流層臭氧大量吸收紫λ<0.31μm在到達(dá)對流層前就被全部吸收，高層大氣對大于0.35μm的太陽輻射幾乎透明。λ在0.39-0.76μm的可見光部分很少有吸收發(fā)生（無論高低層大氣）λ在0.70-2.85μm的紅外輻射主要由對流層中的水汽吸收，二氧化碳能吸收波長為4.3μm附近的太陽輻射。

地球-太陽光譜的帶狀分布結(jié)構(gòu)λ<0.31μm在到達(dá)對流層前就被全部吸收，高層大氣對大

當(dāng)太陽輻射通過大氣時，遇到大氣中的各種質(zhì)點，太陽輻射能的一部分散向四面八方，稱為散射。（2）散射作用

什么是散射？

誰來散射？（散射體）空氣分子、塵粒、云滴

散射有哪些類型？

由入射輻射波長λ與散射質(zhì)點的粒徑r，將散射分為瑞利散射和米（G.Mic）散射。

r<<λ

時，分子散射（瑞利散射）

r≈λ

時，米散射（大顆粒散射）當(dāng)太陽輻射通過大氣時，遇到大氣中的各種質(zhì)點，太陽輻射瑞利（英國1842-1919）

瑞利散射(Rayleighscattering)

散射率與波長的四次方成反比，瑞利散射的強度隨著波長變短而迅速增大。瑞利散射對可見光的影響較大，對紅外輻射的影響很小，對微波的影響可以不計。瑞利瑞利散射(Rayleighscattering)散無云的晴天，天空為什么呈現(xiàn)藍(lán)色？朝霞和夕陽為什么都偏橘紅色？無云的晴天，天空為什么呈現(xiàn)藍(lán)色？朝霞和夕陽為什么都當(dāng)散射體半徑較大時，散射強度與波長無關(guān)，無選擇性。水滴、云、霧、塵埃、煙等氣溶膠常常產(chǎn)生米散射。云霧為什么呈現(xiàn)白色？米散射(Miescattering)

當(dāng)散射體半徑較大時，散射強度與波長無關(guān)，無選擇性。水滴、云、散射質(zhì)點的相對大小r尺度參數(shù)特點舉例瑞利散射（分子散射）r＜＜λα＜0.1散射有選擇性，散射強度與波長的四次方成反比，散射呈對稱球形雨后天晴天空呈青藍(lán)色；日落和日出時天空呈紅色米散射（大顆粒散射）r≈λ0.1＜α＜50散射無選擇性，散射強度與波長無關(guān)天空有云時呈現(xiàn)白色總結(jié)——瑞利散射與米散射比較散射質(zhì)點的相對大小r尺度參數(shù)特點舉例瑞利散射（分子散射）r

誰來反射？大氣中較大的塵粒和云滴、云層

反射受哪些因素影響？

云的反射能力因云狀、云量和云層厚度而異。云量愈多，云層愈厚，反射愈強。云層平均反射率為50%～55%。

太陽輻射有19%被大氣吸收，30%因反射、散射作用回到宇宙空間，其余51%達(dá)到地面。（3）反射作用

誰來反射？大氣中較大的塵粒和云滴、云層反射受哪些因素影響作用形式參與作用的大氣成分波長范圍作用特點吸收

散射反射臭氧（平流層）水汽、二氧化碳（對流層）紫外線紅外線吸收強烈，有選擇性，大部分可見光可穿透云層、塵埃各種波長同樣被反射無選擇性，反射光呈白色空氣分子、云滴、微小塵埃藍(lán)、紫色光最易被散射向四面八方散射(瑞利散射有選擇性)吸收、散射和反射比較作用形式參與作用的大氣成分波長范圍作用特點吸收散射反射臭氧（2.2.4到達(dá)地面的太陽輻射到達(dá)地面的太陽總輻射=太陽直接輻射+散射輻射單位時間內(nèi)以平行光形式投射到地表單位水平面積上的太陽輻射能Q。Q＝I·sinhexp(-σλ)ds式中，I

為太陽輻射強度；h為太陽高度角；σλ為光學(xué)厚度。

太陽直接輻射2.2.4到達(dá)地面的太陽輻射到達(dá)地面的太陽總輻射=太陽太陽高度角小——經(jīng)過的大氣路程長——大氣削弱多

太陽高度角大——經(jīng)過的大氣路程短——大氣削弱少大氣上界

太陽高度角

太陽高度角小太陽高度角大大氣上界太陽高度角

大氣透明度

定義

光在鉛直方向由大氣外界傳播至某一高度的過程中,透過的光強占入射光強的比率。

影響因子海拔、水汽、微塵、云霧大氣透明度定義光在鉛直方向由大氣外界傳播至某一

日變化：中午最大，日出日落時刻最小。

年變化：夏季最大，冬季最小。（2）云量（3）海拔

太陽直接輻射的變化

（1）緯度影響太陽直接輻射的因素日變化：中午最大，日出日落時刻最小。（2）云量（3）海拔太陽輻射射入大氣層后，通過空氣分子、塵埃和云滴散射后，一部分輻射能返回宇宙空間，而另一部分則以散射光方式射到地面，這一部分就稱為散射輻射。

影響因子太陽高度角，云量，海拔

散射輻射太陽輻射射入大氣層后，通過空氣分子、塵埃和云滴散射后，一部分

影響因子

太陽高度角(h)：太陽總輻射與h呈正相關(guān)關(guān)系。

大氣透明度(P)：大氣透明度差，到達(dá)地面的太陽直接輻射減少，故太陽總輻射減少。到達(dá)地面的太陽總輻射=太陽直接輻射+散射輻射

總輻射影響因子太陽高度角(h)：太陽總輻射與h呈正相關(guān)關(guān)系。

全球在2510--9210MJ/(m2.a)之間，基本呈帶狀分布。因赤道附近云雨多，太陽輻射年總量高值區(qū)不是出現(xiàn)在赤道，而出現(xiàn)在緯度20o附近。全球最大值出現(xiàn)在非洲東北部，約9210MJ/(m2.a)。

中國在3350--8370MJ/(m2.a)之間。最高中心在青藏高原西南部，超過8000MJ/(m2.a)，川黔地區(qū)僅3350~3768MJ/(m2.a)，為全國最低區(qū)。

分布規(guī)律全球在2510--9210MJ/(m2.a)之海洋年平均熱量平衡方程課件海洋年平均熱量平衡方程課件反射率2.2.5地面對太陽輻射的反射

指被地面反射回大氣和宇宙空間的那部分地面總輻射。式中，R是地面各方向上總反射通量密度；Q總是投射到地面總的輻射通量密度。

地面反射輻射不同下墊面對太陽輻射的反射率反射率2.2.5地面對太陽輻射的反射指被地面10019204651太陽直接輻射散射輻射32.518.510019204651太陽直接輻射散射輻射32.518.5地面以自己的溫度向外放射輻射能，稱為地面輻射(Fs)。3μm~120μm，最大放射能力波長在10μm~15μm。地面輻射是低層大氣能量的主要來源！2.3

地面&大氣輻射地面輻射(Terrestrialsurfaceradiation)大氣輻射中投向地面的那部分輻射。大氣輻射(Atmosphericradiation)大氣向外放射輻射能（7~12μm）。大氣逆輻射(Atmosphericcounterradiation)

地面以自己的溫度向外放射輻射能，稱為地面輻射(Fs)。3μm大氣對地面長波輻射的吸收水汽、液態(tài)水、二氧化碳、臭氧等。（1）水汽和液態(tài)水：6.5μm附近和大于18μm的波長范圍，吸收最強；（2）CO2：4.1~4.5μm和13.5~16.5μm波長范圍，吸收強；（3）O3：8.3~10.6μm波長范圍，吸收很弱。大氣之窗8.5—12μm

誰來吸收？大氣對地面長波輻射的吸收水汽、液態(tài)水、二氧化碳、臭氧等。（地面有效輻射是地面放射的輻射與地面吸收的大氣逆輻射之差，其表達(dá)式為：

其中，F(xiàn)為地面有效輻射；Fs

為地面輻射；a為地面對大氣逆輻射的吸收率；Fa為大氣逆輻射。地面有效輻射

影響地面有效輻射的因素有哪些？

地面溫度:地面溫度升高，F(xiàn)s增強，F(xiàn)增大。大氣溫度:大氣溫度升高，F(xiàn)a增強，F(xiàn)減小?？諝鉂穸?濕度增大，F(xiàn)a增強，F(xiàn)減小。云量:云量多且云層厚時，F(xiàn)a

增強，F(xiàn)

減小。海拔高度:海拔高度增加，水汽含量減少，F(xiàn)a

減小，

F增大。霧:空氣中液態(tài)水含量增加，F(xiàn)a

增強，F(xiàn)減小。地面有效輻射是地面放射的輻射與地面吸收的大氣逆輻射之差，其表大氣中水汽、各種微塵和二氧化碳等成分的存在，猶如溫室覆蓋的玻璃一樣，阻擋了地面向外的輻射，增強大氣逆輻射，對地面有保溫和增溫作用，這種現(xiàn)象稱為大氣溫室效應(yīng)。溫室效應(yīng)(Greenhouseeffect)大氣中水汽、各種微塵和二氧化碳等成分的存在，猶如溫室覆蓋的玻大氣的受熱過程及保溫效應(yīng)太陽輻射太陽輻射（短）大氣上界地面地面增溫大氣輻射（長）大氣逆輻射射向宇宙空間射向宇宙空間大氣保溫地面地面輻射（長）被大氣中的吸收

CO2、H2O大氣增溫被大氣吸收（少）“太陽暖大地”“大氣還大地”“大地暖大氣”大氣的直接熱源是地面大氣的受熱過程及保溫效應(yīng)太陽太陽輻射（短）大氣上界地面地面太陽、地面和大氣之間的熱傳遞太陽地面大氣宇宙空間太陽輻射地面輻射大氣逆輻射大氣輻射保溫作用地面輻射削弱作用（吸收、反射、散射）太陽、地面和大氣之間的熱傳遞太陽地面大氣宇宙空間思考：大氣的熱力作用對地球生態(tài)系統(tǒng)的重要性？1、大氣的熱力作用，減少了氣溫日較差2、大氣的保溫效應(yīng)，形成了適宜生命的溫度條件對比地球和月球，為什么地球是人類賴以生存的？月球夜間由于沒有大氣保溫效應(yīng)，月球表面輻射強烈，月面溫度驟降(-183℃)白天，大氣削弱了到達(dá)地面的太陽輻射，氣溫不會太高夜間，地面輻射絕大部分熱量又被大氣逆輻射還給地面，使氣溫不致降得過低白天，由于沒有大氣對太陽輻射的削弱作用，月面溫度升得很高（127℃）大氣上界地球思考：大氣的熱力作用對地球生態(tài)系統(tǒng)的重要性？1、大氣的熱力作地面輻射差額(R)在單位時間內(nèi)，單位面積地面所吸收的輻射與放出的輻射之差，也稱地面凈輻射。R

＝(Q+

D

)(1

–A)

-F式中，Q為到達(dá)地面的太陽直接輻射；D為散射輻射；A為地面對太陽輻射的反射率,F為地面有效輻射。2.4

輻射差額收:到達(dá)地面的太陽輻射能Q總=Q+D

地面接收的太陽輻射能Q總＇=Q總（1-A）支:地面有效輻射

F

當(dāng)R>0，收大于支，有熱量盈余；當(dāng)R<0，收小于支，有熱量虧損。地面輻射差額(R)在單位時間內(nèi)，單位面積地面所吸收的輻射與放地面輻射差額的變化情況

日變化白天，R>0，靠近正午時R達(dá)到最大值。夜間，R<0。R由正變負(fù)的時間在日落前1~1.5小時；由負(fù)變正在日出后1小時。

年變化

一般來說，夏季輻射差額為正，冬季為負(fù)，輻射差額最小值出現(xiàn)在最冷的月份，最大值出現(xiàn)在最熱的月份。地面輻射差額的變化情況日變化白天，R>0，靠近正午時R達(dá)到低緯：R>0高緯：夏季R>0，冬季R<0。一年中輻射差額為負(fù)的月份隨著緯度的增高而增多。

隨緯度的變化

隨天空狀況的變化有云時，輻射差額變化不大。（為什么？）低緯：R>0隨緯度的變化隨天空狀況的變化有云時，輻射差地氣系統(tǒng)的輻射差額（地面輻射差額+大氣輻射差額）（1）低緯度地區(qū)輻射差額大于0，有熱量盈余；高緯度地區(qū)小于0，有熱量虧損。（2）高、低緯地區(qū)熱量平衡，靠大氣環(huán)流和洋流完成。（3）對于全球平均而言，地氣系統(tǒng)的輻射差額為零。以地面為下底、以大氣頂為上底的整個鉛直氣柱內(nèi)接收到的短波太陽輻射與大氣上界向太空放出的長波輻射之差。地氣系統(tǒng)的輻射差額（地面輻射差額+大氣輻射差額）（1）低緯00

地-氣系統(tǒng)的輻射差額隨緯度增加而減少,逐漸由正值變成負(fù)值，正負(fù)值轉(zhuǎn)換的緯度又因季節(jié)而向北或南位位移。00地-氣系統(tǒng)的輻射差額隨緯度增加而減少,逐漸由R—地面輻射差額；LE—地氣潛熱傳輸量；P—地氣間湍流顯熱（感熱）交換量；A—為地表與其下層間的熱傳輸送量（B）和平流輸送量（C）之和。2.5.1地面熱量平衡方程RBC2.5熱量平衡陸地表面年平均熱量平衡方程：海洋年平均熱量平衡方程：R—地面輻射差額；2.5.1地面熱量平衡方程熱量平衡的日變化（1）白天R>0LE>0，P>0，A>0

白天地面輻射差額較大，通過蒸發(fā)、湍流感熱交換和土壤熱交換等方式將熱量傳給大氣和土壤。（2）夜晚R<0LE≈0，P<0，A<0

夜晚地面輻射差額為負(fù)，蒸發(fā)耗熱量接近于零，只能通過大氣感熱交換和土壤熱交換獲得補償。潮濕的下墊面，如草地，LE>P干燥的下墊面，如干湖，LE<P熱量平衡的日變化（1）白天白天地面輻射差額較大對于干燥的熱帶大陸

LE≈0R=P

R>0P>0多余的熱量主要通過感熱向大氣中輸送。熱量平衡的年變化對于濕潤的中緯度地區(qū)LE>PR>0LE>0

P>0濕潤、蒸發(fā)量大。對于干燥的熱帶大陸熱量平衡的年變化對于濕潤的中緯度地區(qū)

冬季各月

R<0，P>0，LE>0，一定有C<0

虧損的熱量由暖洋流帶來。

夏季各月R>0，P>0，LE>0一定有C>0多余的熱量由暖洋流帶走。海陸間的熱量平衡冬季各月海陸間的熱量平衡1.地表：

吸收：51（直達(dá)32.5+散射18.5）支出：長波輻射21感熱7潛熱232.大氣：吸收：太陽短波輻射19，地面長波輻射15

感熱7，潛熱23

共吸收19+15+7+23=64

支出：H2O，CO2凈發(fā)射38

云發(fā)射長波輻射26

共支出38+26=642.5.2地氣系統(tǒng)的熱量收支1.地表：2.大氣：吸收：太陽短波輻射19，2水陸表面熱力情況的差異1.熱力性質(zhì)差異（比熱）：水的比熱平均比陸地大3倍。陸地增溫快，降溫也快；水體則相反。2.對太陽輻射的吸收性能差異：水體透射性強，吸收太陽輻射多；陸地對太陽輻射的反射更強，吸收僅限于表層。3.導(dǎo)熱方式不同水體具有水平和垂直運動，熱量可以迅速交換，水溫變化和緩；而陸地的熱量主要靠分子傳導(dǎo)，熱量多集中于表層。4.水面蒸發(fā)大于陸面

水面的熱力過程具有調(diào)和平緩的特性，而陸地則有急劇多變的特性。2.6溫度變化規(guī)律及特征水陸表面熱力情況的差異1.熱力性質(zhì)差異（比熱）：當(dāng)ΔQ>0，陸地表面將升溫；當(dāng)ΔQ<0，陸地表面將降溫。ΔQ=R+LE+P+A

式中，R：地面輻射差額（凈得＞0，凈失＜0）；

LE：蒸發(fā)耗散熱量（L為汽化潛熱，E為蒸發(fā)量或凝結(jié)量）；

P：地面與大氣間湍流感熱交換量；

A：為地表與其下層間的熱傳輸送量（B）和平流輸送量（C）之和。陸面局地?zé)崃坎铑~：（1）地面溫度的變化當(dāng)ΔQ>0，陸地表面將升溫；當(dāng)ΔQ<0，陸地表面將降溫。ΔQ最高：13時前后；最低：日出時入地越深，溫度變幅越小，1米深處土溫沒有明顯日變化；最高、最低地溫出現(xiàn)的時間隨深度增加而線性后移。

日變化

年變化最高7月，最低1月（北半球）；隨土壤深度增加，最高值和最低值出現(xiàn)時間后移，且變幅減小。最高：13時前后；最低：日出時日變化年變化最高7月，最低1．日變化最高：15~16時；最低：日出后不久2．年變化最高：8月；最低：2~3月

水溫年變幅較地溫??；中緯度海洋水溫變幅最大（受夏季低緯暖流和冬季高緯寒流的影響）。（2）水溫的變化1．日變化最高：15~16時；最低：日出后不久水傳導(dǎo)（分子熱交換）：地面和大氣都是熱的不良導(dǎo)體，交換熱量少輻射：是地面和大氣最主要的熱量交換方式對流：是對流層中熱量交換的重要方式湍流：又稱顯熱交換，比分子熱傳導(dǎo)大很多蒸發(fā)和凝結(jié)：稱潛熱交換，對水汽較多的對流層下半層熱量交換起重要作用。

（3）氣溫的變化大氣傳熱的方式傳導(dǎo)（分子熱交換）：地面和大氣都是熱的不良導(dǎo)體，交換熱量少（最低：日出前后最高：14時緯度：副熱帶最大，向兩極減小季節(jié)：日較差夏季大于冬季下墊面的性質(zhì)：海洋上氣溫日較差小于陸地海拔高度：海拔越高，氣溫日較差越小。山谷大于山峰，凹地大于高地（小尺度地形區(qū)）；山地小于平原（大尺度地形區(qū)）天空狀況：陰天比晴天的氣溫日較差小氣溫日較差（日最高溫度－日最低溫度）

日變化

年變化北半球大陸7月最高，1月最低；海洋8月最高，2月最低氣溫年較差：低緯﹤高緯；陸地﹥海洋；晴天多﹥陰（雨）天多最低：日出前后緯度：副熱帶最大，向兩極減小氣溫日較日變化年變化（北半球為例）最大最小最大最小太陽直接輻射12時日出日落時春末夏初冬季地面溫度13時日出時7月1月水溫15~16時日出后不久8月2~3月氣溫14時日出前后7月（陸面）8月（海面）1月（陸面）2月（海面）比較日變化年變化（北半球為例）最大最小最大最小太陽直接輻射12時-10201002010-100066.50N66.50S23.50N23.50S1、等溫線的分布為什么不跟緯線完全一致？2、在世界年平均氣溫分布圖上，為什么南半球的等溫線比較平直，北半球的曲折較多？00S-10201002010-100066.50N66.50S21月海平面平均氣溫示意圖1月海平面平均氣溫示意圖7月海平面平均氣溫示意圖7月海平面平均氣溫示意圖同緯度夏季冬季低高高低陸地海洋AB010AB1020這是因為在同一緯度上，冬季大陸溫度比海洋溫度低，夏季大陸溫度比海洋溫度高的緣故。南半球因陸地面積較小，海洋面積較大，因此等溫線較平直，遇有陸地的地方，等溫線也發(fā)生與北半球相類似的彎曲情況。同緯度夏季冬季低高高低陸地海洋AB010AB1020這是因為氣溫地理分布特征1．氣溫總體上從低緯向兩極遞減；3．陸地氣溫冬季較同緯海洋地區(qū)低，夏季則較同緯海洋地區(qū)高；4．等溫線分布明顯受洋流的影響；5．南半球最低氣溫出現(xiàn)在南極洲，北半球夏季最低氣溫出現(xiàn)在北極地區(qū)，冬季冷極出現(xiàn)在西伯利亞和格林蘭島。2．夏季等溫線稀疏，冬季等溫線密集，即冬半球南北溫度梯度大于夏半球；氣溫地理分布特征1．氣溫總體上從低緯向兩極遞減；3．海洋年平均熱量平衡方程課件世界最高氣溫：56.8℃1921年7月8日巴士拉（伊拉克）世界之最中國最高氣溫：49.6℃1975年7月13日吐魯番

世界最低氣溫：-89.2℃1983年7月21日南極洲俄羅斯東方站中國最低氣溫漠河-52.30C世界最高氣溫：56.8℃世界之最中國最高氣溫：49.6℃第2章輻射收支與熱量平衡第2章2.1輻射基礎(chǔ)知識2.2太陽輻射2.3地面&大氣輻射2.4輻射差額2.5熱量平衡2.6溫度變化規(guī)律及特征Outline2.1輻射基礎(chǔ)知識Outline物體以輻射的方式傳遞交換的能量。2.1

輻射基礎(chǔ)知識2.1.1輻射與輻射能

輻射（Radiation）物體以電磁波或粒子流的形式向周圍傳遞或交換能量的方式。

輻射能（RadiationEnergy）

基本特性波粒二象性（同時具備波的特質(zhì)及粒子的特質(zhì)）物體以輻射的方式傳遞交換的能量。2.1輻射基礎(chǔ)知識2.1.各種輻射的波長各種輻射的波長名稱波長范圍紫外線0.01～0.4微米可見光0.4～0.76微米紅外線近紅外0.76～3.0微米中紅外3.0～6.0微米遠(yuǎn)紅外6.0～15微米超遠(yuǎn)紅外15～1000微米微波毫米波1～10毫米厘米波1～10厘米分米波10～100厘米色彩名稱波長范圍紫0.40～0.43微米藍(lán)0.43～0.47微米青0.47～0.50微米綠0.50～0.56微米黃0.56～0.59微米橙0.59～0.62微米紅0.62～0.76微米不同電磁波的具體波長范圍波長和對應(yīng)的顏色名稱波長范圍紫外線0.01～0.4微米可見光0.4～0.76太陽輻射（SolarRadiation）1、太陽輻射是一種電磁波；2、太陽輻射由紫外線、可見光、紅外線三部分組成；3、太陽輻射的能量主要集中在可見光部分；4、太陽輻射是一種短波輻射。太陽輻射（SolarRadiation）1、太陽輻射是一種太陽的輻射通量約為3.90×1026W

輻射通量（RadiationFlux）單位時間通過任意面積上的輻射能，單位為J/s(或W)。

輻射通量密度(RadiantFluxDensity)單位面積上的輻射通量，單位為W/m2。太陽的輻射通量密度約為6.34×107W/m2注意：輻射通量密度又被稱為輻射強度、輻射能力太陽的輻射通量約為3.90×1026W輻射通量（Ra（絕對）黑體Blackbody對于投射到該物體上所有波長的輻射都能全部吸收的物體，是一種科學(xué)假想的物體，現(xiàn)實生活中是不存在的，但卻可以人工制造出近似的人工黑體。2.1.2輻射的基本定律普朗克定律維恩位移定律史蒂芬-玻爾茲曼定律基爾霍夫定律（絕對）黑體Blackbody2.1.2輻射的基本定律普

普朗克定律(Planck’sLaw)

(黑體輻射的能量分布公式)絕對黑體輻射能量與其波長、溫度的關(guān)系為：——輻射強度；

h——普朗克常數(shù)，6.626×10-34J/s；

k——波爾茲曼常數(shù)，1.38×10-23J/K

；c——真空中的光速，3×108m/s；

——輻射波長，m；T——物體的絕對溫度，K。普朗克-德國物理學(xué)家（1858-1947）普朗克定律(Planck’sLaw)絕對

黑體單色輻射力隨波長的增大，先增大后減小。物體的溫度愈高，放射能量最大值的波長愈短，隨著物體溫度不斷增高，最大輻射波長由長向短位移。太陽輻射的能量主要集中在0.17~4μm，而地球和大氣輻射的主要能量集中在3~120μm。一般以4μm為界，把太陽輻射稱為短波輻射(ShortwaveRadiation)，把地球和大氣輻射稱為長波輻射(Long-waveRadiation)。黑體單色輻射力隨波長的增大，先增大后減小。太陽輻射的能量主

維恩-德國物理學(xué)家（1864-1928）λm＝C/T或λmT=C

如果波長以μm為單位，則常數(shù)C＝2.897×103μm·K，于是上式為：

絕對黑體的放射能力最強的波的波長(λm)

與其本身的絕對溫度(T)成反比。即：λmT＝2.897×103μm·K

根據(jù)λm算出的溫度為色溫度，故太陽色溫度為6100K。

維恩位移定律(Wien’sdisplacementLaw)

維恩-德國物理學(xué)家λm＝C/T或λmT=C

斯蒂芬—波爾茲曼定律(Stefan-Boltzmann’sLaw)

黑體的總放射能力（ET）與它本身絕對溫度（T）的四次方成正比。即：E*

＝σT4式中σ＝5.67×10-8W/m2?K4，為斯蒂芬—波爾茲曼常數(shù)。物體溫度愈高，其放射能力愈強。

根據(jù)E*算出的溫度為等效黑體溫度，故太陽等效黑體溫度為5780K。

斯蒂芬—波爾茲曼（1844-1906,奧地利）斯蒂芬—波爾茲曼定律(Stefan-Boltzmann’s

基爾霍夫定律(選擇吸收定律)(Kirchoff’sLaw)

物體對一定波長的比輻射率ελ（物體的輻射通量密度Eλ與同溫度下黑體的輻射通量密度Eλ*之比）與該物體對同一波長的吸收率(aλ)相等。ελ=aλ推論對不同性質(zhì)的物體，放射能力較強的物體，吸收能力也較強；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑體的吸收能力最強，所以它也是放射能力最強的物體。對同一物體，如果在溫度T時它放射某一波長的輻射，那么，在同一溫度下它也吸收這一波長的輻射。

物質(zhì)如能強烈吸收某一波長的輻射，則一定能強烈地發(fā)射同一波長的輻射。

基爾霍夫定律(選擇吸收定律)(Kirchoff’sLa2.2.1太陽輻射光譜和太陽常數(shù)

太陽輻射光譜(Solarradiationspectrum)

太陽輻射中輻射隨波長的分布。2.2

太陽輻射圖中：實線是大氣上界的太陽輻射光譜；虛線是溫度在6000K時的黑體輻射光譜。2.2.1太陽輻射光譜和太陽常數(shù)太陽輻射光譜(Sola

太陽常數(shù)（I0）定義：當(dāng)?shù)厍蛭挥谌盏仄骄嚯x時(約為1.496×108km)，地球大氣上界，垂直于太陽光線單位面積上，單位時間內(nèi)獲得的太陽輻射能。變化范圍：1325~1457W/m2

（世界氣象組織推薦太陽常數(shù)值為1367W/m2）。約1.5億km大氣圈大氣上界太陽常數(shù)太陽常數(shù)（I0）定義：當(dāng)?shù)厍蛭挥谌盏仄骄嚯x時(約為1.2.2.2到達(dá)地球上界的太陽輻射（天文輻射）1.日地距離（r）

地球上接收到的太陽輻射強度I與日地距離r的平方成反比，與地球公轉(zhuǎn)軌道的平均半徑r0成正比。2.2.2到達(dá)地球上界的太陽輻射（天文輻射）1.日地距離2.太陽高度角（h）太陽光線與地表水平面之間的夾角。（0≤h≤90°)sinh＝sinφsinδ+cosφcosδcosω式中：φ為觀測點緯度，δ為太陽赤緯，ω是時角。2.太陽高度角（h）太陽光線與地表水平面之間的夾角。（0太陽赤緯δ:地球赤道平面與太陽和地球中心的連線之間的夾角赤緯角以年為周期，在+23°27′與-23°27′的范圍內(nèi)移動太陽赤緯的周年變化23°27′-23°27′0°0°

δ＝23.5sinN°

太陽赤緯δ:地球赤道平面與太陽和地球中心的連線之間的夾角赤正午：ω＝0；上午：ω＜0；下午：ω＞0。h正午＝90°-φ+δ時角ω:用角度表示的時間，距離正午每差1小時，時角相差15°。正午太陽高度角（h正午）的計算思考：已知某地的緯度為北緯30o，試計算出該地春分、秋分、夏至和冬至這四個特定日子正午時的太陽高度角。解：已知Φ=30o，代入公式得（1）春分、秋分時：δ=0oh=90o-（30o-0o）=60o（2）夏至?xí)r：δ=23o5h=90o-（30o-23.5o）=83.5o（3）冬至?xí)r：δ=-23o5h=90o-（30o+23.5o）=36.5o

正午：ω＝0；h正午＝90°-φ+δ時角ω:用角度表示四季的形成3.白晝長度（晝長，日出到日沒的間隔時間）四季的形成3.白晝長度（晝長，日出到日沒的間隔時間）相同緯度，冬短夏長，春秋介于二者之間。夏季隨緯度升高而加長，冬季隨緯度升高而縮短，春、秋分則不隨緯度升高而變。cosω0＝tanφtanδ式中：ω0是時角；φ為觀測點緯度；δ為赤緯。h=0（日出與日沒），時角記為ω0，則有:負(fù)根(-ω0)為日出的時角，正根ω0為日沒的時角。-ω0<ω<ω0

，2ω0就是白晝長度。相同緯度，冬短夏長，春秋介于二者之間。cosω0＝tanφ①赤道全年日天文輻射變化較小,獲得的太陽輻射總量最多，從赤道向極地隨緯度增高而減小，極小值出現(xiàn)在極點。②夏半年在20°~25°的緯度帶，獲得太陽輻射最多，由此向赤道和極地遞減，最小值在極點。③冬半年赤道獲得太陽輻射最多，隨緯度增高迅速遞減。高低緯度之間的差值大。④冬、夏太陽輻射的差值，隨緯度增高而增大，即太陽輻射的年振幅隨緯度增高而增大。4.天文輻射的時空分布①赤道全年日天文輻射變化較小,獲得的太陽輻射總量最多，從赤大氣的熱量是否直接來自太陽輻射呢？大氣的熱量是否直接來自太陽輻射呢？2.2.3太陽輻射在大氣中的減弱吸收散射反射2.2.3太陽輻射在大氣中的減弱吸收散射反射（1）吸收作用

氧、臭氧、水汽和CO2

誰來吸收？主要吸收的波段范圍？1、O2：主要吸收小于0.2m的紫外線。2、O3：主要吸收0.2-0.31m紫外線，這是一個最強的吸收帶。3、CO2：主要吸收1.46-2.78m的紅外線區(qū)。4、水汽：對太陽輻射吸收范圍很廣，主要吸收波長在0.7-3m的紅外線。5、水滴和塵埃：水滴和塵埃能吸收0.59m及3m附近的太陽輻射。（1）吸收作用氧、臭氧、水汽和CO2誰來吸收？主要吸收地面高層大氣平流層對流層臭氧大量吸收紫外線二氧化碳、水汽吸收紅外線選擇特性思考1、從臭氧、二氧化碳和水汽的吸收作用，可知大氣吸收具有什么特性？2、為什么大氣直接吸收的太陽輻射能量是很少的？大氣對太陽輻射中能量最強的可見光吸收得很少，大部分可見光能夠透過大氣到地面。氧原子吸收部分紫外線地面高層大氣平流層對流層臭氧大量吸收紫λ<0.31μm在到達(dá)對流層前就被全部吸收，高層大氣對大于0.35μm的太陽輻射幾乎透明。λ在0.39-0.76μm的可見光部分很少有吸收發(fā)生（無論高低層大氣）λ在0.70-2.85μm的紅外輻射主要由對流層中的水汽吸收，二氧化碳能吸收波長為4.3μm附近的太陽輻射。

地球-太陽光譜的帶狀分布結(jié)構(gòu)λ<0.31μm在到達(dá)對流層前就被全部吸收，高層大氣對大

當(dāng)太陽輻射通過大氣時，遇到大氣中的各種質(zhì)點，太陽輻射能的一部分散向四面八方，稱為散射。（2）散射作用

什么是散射？

誰來散射？（散射體）空氣分子、塵粒、云滴

散射有哪些類型？

由入射輻射波長λ與散射質(zhì)點的粒徑r，將散射分為瑞利散射和米（G.Mic）散射。

r<<λ

時，分子散射（瑞利散射）

r≈λ

時，米散射（大顆粒散射）當(dāng)太陽輻射通過大氣時，遇到大氣中的各種質(zhì)點，太陽輻射瑞利（英國1842-1919）

瑞利散射(Rayleighscattering)

散射率與波長的四次方成反比，瑞利散射的強度隨著波長變短而迅速增大。瑞利散射對可見光的影響較大，對紅外輻射的影響很小，對微波的影響可以不計。瑞利瑞利散射(Rayleighscattering)散無云的晴天，天空為什么呈現(xiàn)藍(lán)色？朝霞和夕陽為什么都偏橘紅色？無云的晴天，天空為什么呈現(xiàn)藍(lán)色？朝霞和夕陽為什么都當(dāng)散射體半徑較大時，散射強度與波長無關(guān)，無選擇性。水滴、云、霧、塵埃、煙等氣溶膠常常產(chǎn)生米散射。云霧為什么呈現(xiàn)白色？米散射(Miescattering)

當(dāng)散射體半徑較大時，散射強度與波長無關(guān)，無選擇性。水滴、云、散射質(zhì)點的相對大小r尺度參數(shù)特點舉例瑞利散射（分子散射）r＜＜λα＜0.1散射有選擇性，散射強度與波長的四次方成反比，散射呈對稱球形雨后天晴天空呈青藍(lán)色；日落和日出時天空呈紅色米散射（大顆粒散射）r≈λ0.1＜α＜50散射無選擇性，散射強度與波長無關(guān)天空有云時呈現(xiàn)白色總結(jié)——瑞利散射與米散射比較散射質(zhì)點的相對大小r尺度參數(shù)特點舉例瑞利散射（分子散射）r

誰來反射？大氣中較大的塵粒和云滴、云層

反射受哪些因素影響？

云的反射能力因云狀、云量和云層厚度而異。云量愈多，云層愈厚，反射愈強。云層平均反射率為50%～55%。

太陽輻射有19%被大氣吸收，30%因反射、散射作用回到宇宙空間，其余51%達(dá)到地面。（3）反射作用

誰來反射？大氣中較大的塵粒和云滴、云層反射受哪些因素影響作用形式參與作用的大氣成分波長范圍作用特點吸收

散射反射臭氧（平流層）水汽、二氧化碳（對流層）紫外線紅外線吸收強烈，有選擇性，大部分可見光可穿透云層、塵埃各種波長同樣被反射無選擇性，反射光呈白色空氣分子、云滴、微小塵埃藍(lán)、紫色光最易被散射向四面八方散射(瑞利散射有選擇性)吸收、散射和反射比較作用形式參與作用的大氣成分波長范圍作用特點吸收散射反射臭氧（2.2.4到達(dá)地面的太陽輻射到達(dá)地面的太陽總輻射=太陽直接輻射+散射輻射單位時間內(nèi)以平行光形式投射到地表單位水平面積上的太陽輻射能Q。Q＝I·sinhexp(-σλ)ds式中，I

為太陽輻射強度；h為太陽高度角；σλ為光學(xué)厚度。

太陽直接輻射2.2.4到達(dá)地面的太陽輻射到達(dá)地面的太陽總輻射=太陽太陽高度角小——經(jīng)過的大氣路程長——大氣削弱多

太陽高度角大——經(jīng)過的大氣路程短——大氣削弱少大氣上界

太陽高度角

太陽高度角小太陽高度角大大氣上界太陽高度角

大氣透明度

定義

光在鉛直方向由大氣外界傳播至某一高度的過程中,透過的光強占入射光強的比率。

影響因子海拔、水汽、微塵、云霧大氣透明度定義光在鉛直方向由大氣外界傳播至某一

日變化：中午最大，日出日落時刻最小。

年變化：夏季最大，冬季最小。（2）云量（3）海拔

太陽直接輻射的變化

（1）緯度影響太陽直接輻射的因素日變化：中午最大，日出日落時刻最小。（2）云量（3）海拔太陽輻射射入大氣層后，通過空氣分子、塵埃和云滴散射后，一部分輻射能返回宇宙空間，而另一部分則以散射光方式射到地面，這一部分就稱為散射輻射。

影響因子太陽高度角，云量，海拔

散射輻射太陽輻射射入大氣層后，通過空氣分子、塵埃和云滴散射后，一部分

影響因子

太陽高度角(h)：太陽總輻射與h呈正相關(guān)關(guān)系。

大氣透明度(P)：大氣透明度差，到達(dá)地面的太陽直接輻射減少，故太陽總輻射減少。到達(dá)地面的太陽總輻射=太陽直接輻射+散射輻射

總輻射影響因子太陽高度角(h)：太陽總輻射與h呈正相關(guān)關(guān)系。

全球在2510--9210MJ/(m2.a)之間，基本呈帶狀分布。因赤道附近云雨多，太陽輻射年總量高值區(qū)不是出現(xiàn)在赤道，而出現(xiàn)在緯度20o附近。全球最大值出現(xiàn)在非洲東北部，約9210MJ/(m2.a)。

中國在3350--8370MJ/(m2.a)之間。最高中心在青藏高原西南部，超過8000MJ/(m2.a)，川黔地區(qū)僅3350~3768MJ/(m2.a)，為全國最低區(qū)。

分布規(guī)律全球在2510--9210MJ/(m2.a)之海洋年平均熱量平衡方程課件海洋年平均熱量平衡方程課件反射率2.2.5地面對太陽輻射的反射

指被地面反射回大氣和宇宙空間的那部分地面總輻射。式中，R是地面各方向上總反射通量密度；Q總是投射到地面總的輻射通量密度。

地面反射輻射不同下墊面對太陽輻射的反射率反射率2.2.5地面對太陽輻射的反射指被地面10019204651太陽直接輻射散射輻射32.518.510019204651太陽直接輻射散射輻射32.518.5地面以自己的溫度向外放射輻射能，稱為地面輻射(Fs)。3μm~120μm，最大放射能力波長在10μm~15μm。地面輻射是低層大氣能量的主要來源！2.3

地面&大氣輻射地面輻射(Terrestrialsurfaceradiation)大氣輻射中投向地面的那部分輻射。大氣輻射(Atmosphericradiation)大氣向外放射輻射能（7~12μm）。大氣逆輻射(Atmosphericcounterradiation)

地面以自己的溫度向外放射輻射能，稱為地面輻射(Fs)。3μm大氣對地面長波輻射的吸收水汽、液態(tài)水、二氧化碳、臭氧等。（1）水汽和液態(tài)水：6.5μm附近和大于18μm的波長范圍，吸收最強；（2）CO2：4.1~4.5μm和13.5~16.5μm波長范圍，吸收強；（3）O3：8.3~10.6μm波長范圍，吸收很弱。大氣之窗8.5—12μm

誰來吸收？大氣對地面長波輻射的吸收水汽、液態(tài)水、二氧化碳、臭氧等。（地面有效輻射是地面放射的輻射與地面吸收的大氣逆輻射之差，其表達(dá)式為：

其中，F(xiàn)為地面有效輻射；Fs

為地面輻射；a為地面對大氣逆輻射的吸收率；Fa為大氣逆輻射。地面有效輻射

影響地面有效輻射的因素有哪些？

地面溫度:地面溫度升高，F(xiàn)s增強，F(xiàn)增大。大氣溫度:大氣溫度升高，F(xiàn)a增強，F(xiàn)減小。空氣濕度:濕度增大，F(xiàn)a增強，F(xiàn)減小。云量:云量多且云層厚時，F(xiàn)a

增強，F(xiàn)

減小。海拔高度:海拔高度增加，水汽含量減少，F(xiàn)a

減小，

F增大。霧:空氣中液態(tài)水含量增加，F(xiàn)a

增強，F(xiàn)減小。地面有效輻射是地面放射的輻射與地面吸收的大氣逆輻射之差，其表大氣中水汽、各種微塵和二氧化碳等成分的存在，猶如溫室覆蓋的玻璃一樣，阻擋了地面向外的輻射，增強大氣逆輻射，對地面有保溫和增溫作用，這種現(xiàn)象稱為大氣溫室效應(yīng)。溫室效應(yīng)(Greenhouseeffect)大氣中水汽、各種微塵和二氧化碳等成分的存在，猶如溫室覆蓋的玻大氣的受熱過程及保溫效應(yīng)太陽輻射太陽輻射（短）大氣上界地面地面增溫大氣輻射（長）大氣逆輻射射向宇宙空間射向宇宙空間大氣保溫地面地面輻射（長）被大氣中的吸收

CO2、H2O大氣增溫被大氣吸收（少）“太陽暖大地”“大氣還大地”“大地暖大氣”大氣的直接熱源是地面大氣的受熱過程及保溫效應(yīng)太陽太陽輻射（短）大氣上界地面地面太陽、地面和大氣之間的熱傳遞太陽地面大氣宇宙空間太陽輻射地面輻射大氣逆輻射大氣輻射保溫作用地面輻射削弱作用（吸收、反射、散射）太陽、地面和大氣之間的熱傳遞太陽地面大氣宇宙空間思考：大氣的熱力作用對地球生態(tài)系統(tǒng)的重要性？1、大氣的熱力作用，減少了氣溫日較差2、大氣的保溫效應(yīng)，形成了適宜生命的溫度條件對比地球和月球，為什么地球是人類賴以生存的？月球夜間由于沒有大氣保溫效應(yīng)，月球表面輻射強烈，月面溫度驟降(-183℃)白天，大氣削弱了到達(dá)地面的太陽輻射，氣溫不會太高夜間，地面輻射絕大部分熱量又被大氣逆輻射還給地面，使氣溫不致降得過低白天，由于沒有大氣對太陽輻射的削弱作用，月面溫度升得很高（127℃）大氣上界地球思考：大氣的熱力作用對地球生態(tài)系統(tǒng)的重要性？1、大氣的熱力作地面輻射差額(R)在單位時間內(nèi)，單位面積地面所吸收的輻射與放出的輻射之差，也稱地面凈輻射。R

＝(Q+

D

)(1

–A)

-F式中，Q為到達(dá)地面的太陽直接輻射；D為散射輻射；A為地面對太陽輻射的反射率,F為地面有效輻射。2.4

輻射差額收:到達(dá)地面的太陽輻射能Q總=Q+D

地面接收的太陽輻射能Q總＇=Q總（1-A）支:地面有效輻射

F

當(dāng)R>0，收大于支，有熱量盈余；當(dāng)R<0，收小于支，有熱量虧損。地面輻射差額(R)在單位時間內(nèi)，單位面積地面所吸收的輻射與放地面輻射差額的變化情況

日變化白天，R>0，靠近正午時R達(dá)到最大值。夜間，R<0。R由正變負(fù)的時間在日落前1~1.5小時；由負(fù)變正在日出后1小時。

年變化

一般來說，夏季輻射差額為正，冬季為負(fù)，輻射差額最小值出現(xiàn)在最冷的月份，最大值出現(xiàn)在最熱的月份。地面輻射差額的變化情況日變化白天，R>0，靠近正午時R達(dá)到低緯：R>0高緯：夏季R>0，冬季R<0。一年中輻射差額為負(fù)的月份隨著緯度的增高而增多。

隨緯度的變化

隨天空狀況的變化有云時，輻射差額變化不大。（為什么？）低緯：R>0隨緯度的變化隨天空狀況的變化有云時，輻射差地氣系統(tǒng)的輻射差額（地面輻射差額+大氣輻射差額）（1）低緯度地區(qū)輻射差額大于0，有熱量盈余；高緯度地區(qū)小于0，有熱量虧損。（2）高、低緯地區(qū)熱量平衡，靠大氣環(huán)流和洋流完成。（3）對于全球平均而言，地氣系統(tǒng)的輻射差額為零。以地面為下底、以大氣頂為上底的整個鉛直氣柱內(nèi)接收到的短波太陽輻射與大氣上界向太空放出的長波輻射之差。地氣系統(tǒng)的輻射差額（地面輻射差額+大氣輻射差額）（1）低緯00

地-氣系統(tǒng)的輻射差額隨緯度增加而減少,逐漸由正值變成負(fù)值，正負(fù)值轉(zhuǎn)換的緯度又因季節(jié)而向北或南位位移。00地-氣系統(tǒng)的輻射差額隨緯度增加而減少,逐漸由R—地面輻射差額；LE—地氣潛熱傳輸量；P—地氣間湍流顯熱（感熱）交換量；A—為地表與其下層間的熱傳輸送量（B）和平流輸送量（C）之和。2.5.1地面熱量平衡方程RBC2.5熱量平衡陸地表面年平均熱量平衡方程：海洋年平均熱量平衡方程：R—地面輻射差額；2.5.1地面熱量平衡方程熱量平衡的日變化（1）白天R>0LE>0，P>0，A>0

白天地面輻射差額較大，通過蒸發(fā)、湍流感熱交換和土壤熱交換等方式將熱量傳給大氣和土壤。（2）夜晚R<0LE≈0，P<0，A<0

夜晚地面輻射差額為負(fù)，蒸發(fā)耗熱量接近于零，只能通過大氣感熱交換和土壤熱交換獲得補償。潮濕的下墊面，如草地，LE>P干燥的下墊面，如干湖，LE<P熱量平衡的日變化（1）白天白天地面輻射差額較大對于干燥的熱帶大陸

LE≈0R=P

R>0P>0多余的熱量主要通過感熱向大氣中輸送。熱量平衡的年變化對于濕潤的中緯度地區(qū)LE>PR>0LE>0

P>0濕潤、蒸發(fā)量大。對于干燥的熱帶大陸熱量平衡的年變化對于濕潤的中緯度地區(qū)

冬季各月

R<0，P>0，LE>0，一定有C<0

虧損的熱量由暖洋流帶來。

夏季各月R>0，P>0，LE>0一定有C>0多余的熱量由暖洋流帶走。海陸間的熱量平衡冬季各月海