第二章大气的热能和温度 大气内部始终存在着冷与暖、干与温、高气压与低气压三对基本矛盾,其中冷与暖这对矛盾所表现出来 的地球及大气的热状况、温度的分布与变化,制约着大气的运动状态,影响着云和降雨的形成。大气的热能 和温度变成了天气变化的一个基本因素,是气候系统状态及演变的主要控制因子。 长期观测实践证明,大气的冷暖变化,不仅在空间分布上是很不均衡的,在时间上也有周期性变化和非 周期性变化 第一节太阳辐射 地球大气中的一切物理过程都伴着能量的转换,太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源。地球和大气 的其他能量来源同来自太阳的辐射能相比是极其微小的。 辐射的基本知识 、辐射与辐射能 自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量,这种传播能量的方式称为辐射,通过辐射传播 的能量称为辐射能。辐射是能量传播方式之一,也是太阳能传播到地球的唯一途径。 辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广,从波长100um的宇宙射线,到波长达几千 米的无线电波。肉眼看得见的是从0.4-0.76um的波长,这部分称为可见光。 (1)单位时间内通过单位面积的辐射能量称为辐射通量密度(E),单位是W/m2。 辐射通量密度没有限定辐射方向,分为入射通量密度和放射通量密度。其数值的大小反映物体放射能力的强 弱,故称之为辐射能力或放射能力 (2)单位时间内,通过垂直于选定方向上的单位面积的辐射能称为辐射强度(I)。单位是W/m或W/sr。二者 的关系为:I=E/cos0,0为法线方向与选定方向的夹角。 2、辐射光谱。辐射能随波长变动的几何,不同波长辐射能的集合 f, d 、物体对辐射能的吸收、反射与透射.透射到物体上的辐射并不能被全部吸收,其中一部分被反射,一部分 被可能透过物体 物体吸收率、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。干洁空气对红外线是近似透明 的,而水汽对红外线却能强烈地吸收,雪对太阳辐射的反射率很大,但对地面和大气的辐射却能全部吸收 4、有关辐射的基本定律 黑体一一对外来辐射,不论波长如何,能全部吸收,而不透射与反射的理想物体,由于被任何波长的光 照射时均呈黑色,故名黑体,是最好的吸收体和放射体,其放射能力只与波长和温度有关。 (1)基尔荷夫定律。设一类似于黑体的真空容器,放出黑体辐射Ib。其中用绝热线悬挂一个非黑体物体, 它们的温度相同,非黑体的辐射强度为Ixr,吸收率为Kx。当黑体放射的辐射能、非黑体放射的辐射能和未 被吸收的非黑体反射辐射能达到平衡时,则
第二章 大气的热能和温度 大气内部始终存在着冷与暖、干与温、高气压与低气压三对基本矛盾，其中冷与暖这对矛盾所表现出来 的地球及大气的热状况、温度的分布与变化，制约着大气的运动状态，影响着云和降雨的形成。大气的热能 和温度变成了天气变化的一个基本因素，是气候系统状态及演变的主要控制因子。 长期观测实践证明，大气的冷暖变化，不仅在空间分布上是很不均衡的，在时间上也有周期性变化和非 周期性变化。 第一节 太阳辐射 地球大气中的一切物理过程都伴着能量的转换，太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源。地球和大气 的其他能量来源同来自太阳的辐射能相比是极其微小的。 一、辐射的基本知识 1、辐射与辐射能 自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射，通过辐射传播 的能量称为辐射能。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传播到地球的唯一途径。 辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广，从波长 10-10μm 的宇宙射线，到波长达几千 米的无线电波。肉眼看得见的是从 0.4－0.76μm 的波长，这部分称为可见光。 （1）单位时间内通过单位面积的辐射能量称为辐射通量密度（E），单位是 W/m2。 辐射通量密度没有限定辐射方向，分为入射通量密度和放射通量密度。其数值的大小反映物体放射能力的强 弱，故称之为辐射能力或放射能力。 （2）单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面积的辐射能称为辐射强度（I）。单位是 W/m2或 W/sr。二者 的关系为：I＝E/cosθ , θ为法线方向与选定方向的夹角。 2、辐射光谱。辐射能随波长变动的几何，不同波长辐射能的集合。 0 F＝ F d 3、物体对辐射能的吸收、反射与透射.透射到物体上的辐射并不能被全部吸收，其中一部分被反射，一部分 被可能透过物体。 物体吸收率、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。干洁空气对红外线是近似透明 的，而水汽对红外线却能强烈地吸收，雪对太阳辐射的反射率很大，但对地面和大气的辐射却能全部吸收。 4、有关辐射的基本定律 黑体——对外来辐射，不论波长如何，能全部吸收，而不透射与反射的理想物体，由于被任何波长的光 照射时均呈黑色，故名黑体，是最好的吸收体和放射体，其放射能力只与波长和温度有关。 （1）基尔荷夫定律。设一类似于黑体的真空容器，放出黑体辐射 I Tb 。其中用绝热线悬挂一个非黑体物体， 它们的温度相同，非黑体的辐射强度为 I T ，吸收率为 K T 。当黑体放射的辐射能、非黑体放射的辐射能和未 被吸收的非黑体反射辐射能达到平衡时，则
(1—Kx)I 两边除以I,得Ix/Imb=Kn(2.6) 从放射率的定义得Kx=en基尔荷夫定律的表现形式 上式表明,A.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。黑体吸收 能力最强,所以他也是最好的放射体。B.同一物体在温度T时它放射某一波长的辐射,那么,在同一温度下 也能吸收这一波长的辐射。 式(2.6)可以写成:Ⅰπ/Kπ=Ⅰ灬,表明某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比值等 于同温度、同波长时的黑体辐射强度。在同温度条件下,这条规律适应各种波长的辐射体,因此,基尔荷夫 定律又可写成:I/Kr=I 上面的讨论表明,在辐射平衡条件下,一物体在某波长的辐射强度和对该波长的吸收率之比值与物体的 性质无关,对所有物体来说,这一比值只是某波长λ和温度T的函数 Ⅰ冮r=Kπr·Ⅰ灬b基尔荷夫定律把一般物体辐射、吸收和黑体辐射联系起来,从而有可能通过黑体辐射 的研究来了解一般物体的辐射,极大地简化了一般辐射的问题。 (2)斯蒂芬一玻耳兹曼定律。物体的放射能力是随温度、波长而改变的。黑体的总放射能力与它本身的绝对 温度的四次方成正比。Em=σrσ—斯蒂芬一玻耳兹曼常数。 (3)维恩位移定律。黑体单色辐射极大值所对应的波长与其绝对温度成反比。nT=C 如果波长以微米为单位,则常数C=2896um·K anT=2896μm·K。因此,物体的温度愈 高,其单色辐射极大值所对应的波长愈短,反之亦然 太阳辐射 1、太阳辐射光谱和太阳常数 辐射光谱一一太阳辐射中辐射能按波长的分布。太阳辐射最强的波长是0.475λ。,相当于可见光的青光 部分,因此同样发射主要是可见光线(0.40.76μm),此外也有不可见的红外线和紫外线,在全部辐射中波 长在0.154μm之间占99%以上,且主要分布在可见光区(50%)和红外区(43%),紫外区的太阳辐射能很少,只 占总辐射能的7% 太阳常数一一在大气上界,垂直于太阳光线的1cm面积内lmin内获得的太阳辐射能量,称太阳常数,用 I表示。变动在13591418W/m3之间,现在确定的量为1370W/m3。 2、太阳辐射在大气中的减弱 太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有:总辐射能有明显的减弱;辐射能随波长的分布变得极不规则 波长短的辐射能减弱的更为显著。原因有以下几个方面: (1)大气对太阳辐射的吸收 大气中吸收太阳辐射的主要成分有:水汽、氮、氧、O3、NO2、固体杂质。水汽在0.39~2.85μm之间有 几个吸收带,最强的是短波辐射,因此水汽对太阳总辐射能的吸收并不多,只占4~15%。氢的吸收能力较弱, 在0.2μm0.69μm、2.76μm附近有几个吸收带。03含量虽少,但对太阳辐射能量的吸收很强,在0.2~0.3μm
I Tb－（1－KT）I Tb －I T ＝0 两边除以 I Tb ，得 I T / I Tb ＝K T （2.6） 从放射率的定义得 K e T ＝ T 基尔荷夫定律的表现形式 上式表明，A.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。黑体吸收 能力最强，所以他也是最好的放射体。B.同一物体在温度 T 时它放射某一波长的辐射，那么，在同一温度下 也能吸收这一波长的辐射。 式（2.6）可以写成：I T / K T ＝I Tb ,表明某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比值等 于同温度、同波长时的黑体辐射强度。在同温度条件下，这条规律适应各种波长的辐射体，因此，基尔荷夫 定律又可写成：IT / KT ＝ ITb 上面的讨论表明，在辐射平衡条件下，一物体在某波长的辐射强度和对该波长的吸收率之比值与物体的 性质无关，对所有物体来说，这一比值只是某波长λ和温度 T 的函数。 I T ＝K T ·I Tb 基尔荷夫定律把一般物体辐射、吸收和黑体辐射联系起来，从而有可能通过黑体辐射 的研究来了解一般物体的辐射，极大地简化了一般辐射的问题。 （2）斯蒂芬—玻耳兹曼定律。物体的放射能力是随温度、波长而改变的。黑体的总放射能力与它本身的绝对 温度的四次方成正比。ETb = σT 4 σ—斯蒂芬－玻耳兹曼常数。 （3）维恩位移定律。黑体单色辐射极大值所对应的波长与其绝对温度成反比。 mT = C 如果波长以微米为单位，则常数 C=2896μm·K mT ＝ 2896μm·K。 因此，物体的温度愈 高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短，反之亦然。 二、太阳辐射 1、太阳辐射光谱和太阳常数 辐射光谱——太阳辐射中辐射能按波长的分布。太阳辐射最强的波长是 0.475λm，相当于可见光的青光 部分，因此同样发射主要是可见光线（0.4~0.76μm），此外也有不可见的红外线和紫外线，在全部辐射中波 长在 0.15~4μm 之间占 99%以上，且主要分布在可见光区(50%)和红外区(43%)，紫外区的太阳辐射能很少，只 占总辐射能的 7%。 太阳常数——在大气上界，垂直于太阳光线的 1cm 面积内 1min 内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用 I 表示。变动在 1359~1418W/m3 之间，现在确定的量为 1370W/m3。 2、太阳辐射在大气中的减弱 太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：总辐射能有明显的减弱；辐射能随波长的分布变得极不规则； 波长短的辐射能减弱的更为显著。原因有以下几个方面： （1）大气对太阳辐射的吸收。 大气中吸收太阳辐射的主要成分有：水汽、氮、氧、O3、NO2、固体杂质。水汽在 0.39～2.85μm 之间有 几个吸收带，最强的是短波辐射，因此水汽对太阳总辐射能的吸收并不多，只占 4～15%。氧的吸收能力较弱， 在 0.2μm0.69μm、2.76μm 附近有几个吸收带。O3 含量虽少，但对太阳辐射能量的吸收很强，在 0.2～0.3μm
之间为一个强的吸收带,0.6μm有一宽吸收带。NO2及杂质吸收能力弱,对太阳辐射的影响不大。由于大气对 太阳辐射的选择性吸收,使穿过大气的太阳辐射光谱变得基本规则。大气中主要吸收物质臭氧、水汽对太阳 辐射的吸收带都位于太阳光谱两端能量较小的区域,因而对太阳辐射的减弱作用不大,特别是对于对流层大 气来说,太阳辐射并不是主要的直接热源。 (2)大气对太阳辐射的散射 分子散射:如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子,则发生分子散射。且辐射的波长愈短,散射愈 强烈,散射能力与波长的四次方成正比:质点散射对于其光学特性来说是对称的球形,有选择性,入射方向 及相反方向上的散射是垂直方向上的散射量的1倍。 粗粒散射:太阳辐射遇到直径比波长大一些的质点时产生的散射,没有选择性,辐射的各种波长都同样 地被散射,因此,浮尘天气时天空呈灰白色。不对称散射,入射方向上的散射是相反方向和垂直方向的散射 量的2.37和2.85倍。 (3)大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射。大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一部分能量反射 到宇宙中去。反射对各种波长没有选择性,所以反射光呈白色,云的反射作用最为显著,平均反射率50~55% 总之,太阳辐射有30%被散射或漫射回宇宙……行际反射率,20%被大气的云层直接吸收,50%到达地面被 吸收。以分子散射、粗粒散射、反射解释天空的颜色及温度 到达地面的太阳辐射 (1)直接辐射:以平行光的形式到达地面。影响因素很多,但太阳高度角和大气透明度是诸因素中影响太 直接辐射的主要因子。①太阳高度角愈小,等量的太阳辐射散布的面积就愈大,因而地平面单位面积上所获 得的太阳辐射就愈小。②在不同的太阳高度角下,阳光穿过的大气质量数也不同,因此,大气透明度影响太 阳辐射。P=//透明系数,指透过1个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比,大气透明系数决 定于大气中所含的水汽、水汽凝结物和尘埃杂质的多少,布格公式:I=Ip2表明,在大气透明系数一定时, 大气质量数与等级差数增加,则透过大气层到达地面的辐射,以等比级数减小。直接辐射有显著的年变化、 日变化和随纬度的变化 (2)散射辐射:经过散射后经天空投身到地面辐射。与太阳高度角及大气透明度有关,太阳高度角高度角增 大时,到达近地面层的直接辐射增强,散射辐射也相应地増强,反之亦然反之亦然。云也能强烈地增大散射 辐射。一日正午前后、一年夏季最强烈 (3)总辐射:可能总辐射是考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射:有效总辐射考虑了大气和云减弱之 后到达地面的太阳辐射,赤道多云,因此,最大辐射在北纬20,而不在赤道。 4、地面对太阳辐射的反射 水面比陆面的反射率小,不同性质的地表真正得到的太阳辐射仍有很大差异,这是导致地表温度分布不 均匀的主要原因 第二节地面和大气辐射
之间为一个强的吸收带，0.6μm 有一宽吸收带。NO2 及杂质吸收能力弱，对太阳辐射的影响不大。由于大气对 太阳辐射的选择性吸收，使穿过大气的太阳辐射光谱变得基本规则。大气中主要吸收物质臭氧、水汽对太阳 辐射的吸收带都位于太阳光谱两端能量较小的区域，因而对太阳辐射的减弱作用不大，特别是对于对流层大 气来说，太阳辐射并不是主要的直接热源。 （2）大气对太阳辐射的散射 分子散射：如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子，则发生分子散射。且辐射的波长愈短，散射愈 强烈，散射能力与波长的四次方成正比；质点散射对于其光学特性来说是对称的球形，有选择性，入射方向 及相反方向上的散射是垂直方向上的散射量的 1 倍。 粗粒散射：太阳辐射遇到直径比波长大一些的质点时产生的散射，没有选择性，辐射的各种波长都同样 地被散射，因此，浮尘天气时天空呈灰白色。不对称散射，入射方向上的散射是相反方向和垂直方向的散射 量的 2.37 和 2.85 倍。 （3）大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射。大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一部分能量反射 到宇宙中去。反射对各种波长没有选择性，所以反射光呈白色，云的反射作用最为显著，平均反射率 50～55％。 总之，太阳辐射有 30%被散射或漫射回宇宙……行际反射率，20%被大气的云层直接吸收，50%到达地面被 吸收。以分子散射、粗粒散射、反射解释天空的颜色及温度。 3、到达地面的太阳辐射 （1）直接辐射：以平行光的形式到达地面。影响因素很多，但太阳高度角和大气透明度是诸因素中影响太阳 直接辐射的主要因子。①太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而地平面单位面积上所获 得的太阳辐射就愈小。②在不同的太阳高度角下，阳光穿过的大气质量数也不同，因此，大气透明度影响太 阳辐射。P＝I/I0透明系数，指透过 1 个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比，大气透明系数决 定于大气中所含的水汽、水汽凝结物和尘埃杂质的多少，布格公式：I＝I0p m 表明，在大气透明系数一定时， 大气质量数与等级差数增加，则透过大气层到达地面的辐射，以等比级数减小。直接辐射有显著的年变化、 日变化和随纬度的变化。 （2）散射辐射：经过散射后经天空投身到地面辐射。与太阳高度角及大气透明度有关，太阳高度角高度角增 大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也相应地增强，反之亦然反之亦然。云也能强烈地增大散射 辐射。一日正午前后、一年夏季最强烈。 （3）总辐射：可能总辐射是考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射；有效总辐射考虑了大气和云减弱之 后到达地面的太阳辐射，赤道多云，因此，最大辐射在北纬 20，而不在赤道。 4、地面对太阳辐射的反射 水面比陆面的反射率小，不同性质的地表真正得到的太阳辐射仍有很大差异，这是导致地表温度分布不 均匀的主要原因。 第二节 地面和大气辐射
太阳辐射能大部分被下垫面吸收,大气直接吸收的太阳辐射很少。下垫面将吸收的能量以长波辐射的形 式传给大气,成为大气的直接热源 地面、大气的辐射和地面有效辐射 地面吸收太阳短波辐射—一升温一一放射长波辐射。大气对太阳的短波辐射几乎是透明的,吸收很少, 却能强烈地吸收地面的长波辐射一一升温一一放射长波辐射,地面和大气之间,以及大气中气层和气层之间 相互交换热量,并也将热量向宇宙间散发 1、地面和大气辐射的表示:由于不是黑体,运用斯蒂芬一玻耳兹曼定律,地面和大气的辐射能可由下式表示: E2=6aTEg=6aTEg、Ba分别表示地面和大气的辐射能力,T地面和大气的温度,8和8分 别称地面和大气的相对辐射率又称比辐射率。其大小为地面或大气辐射能力与同一温度下黑体辐射能力的比 值,在数值上等于吸收率。 (1)地面温度为15℃,以δ=0.9,σ为常数,则可算得地面的辐射能为: Eg=0.9×5.67×103×(288)=346.7W/m2 λ=C/T=2896/288≈10um C=2896K (2)根据维恩定律可算得地面长波辐射的波长: 地面平均温度约为30(n≈10um),对流层的大气平均温度约250(n≈15um),其辐射最大短 波长在10-15μm范围内。因为地气系统热辐射中95%以上的能量集中在3-120μm的波长范围内,所以我 们把地面和大气的辐射称为长波辐射 2、大气长波辐射的特点 (1)大气对长波辐射的吸收。大气对长波辐射的吸收非常强烈,吸收作用不仅与吸收物质及其分布有关,而 且还与大气温度、压强等有关,大气中水汽、液态水、二氧化碳和臭氧对长波辐射的吸收起重要作用,他们 对长波辐射具有选择性 (2)大气中长波辐射的特点。长波辐射在大气中的传播过程与太阳辐射的传播有很大不同。第一,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。第二,长波辐射在大气中 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的长波辐射。第三,长波辐射在大气中 传播时,可以不考虑散射作用。因为r>φ(长波辐射的波长大于气体分子和尘粒的尺度,散射作用非常弱) 3、大气逆辐射和地面有效辐射 (1)大气逆辐射和大气保温效应。大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射,使地面因放射辐射而损耗的能 量得到一定的补偿,由此可以看出大气对地面有一种保暖作用,大气的存在使近地面温度提高了38℃。近地 面的温度是-23℃,实际近地面的均温是5℃。 (2)地面有效辐射。地面放射的辐射(Eg)与地面吸收的大气辐射(δEa)之差称为地面有效辐射,以F表 示。Fo=Eg-8 由于地面温度高于大气温度,地面有效辐射为正值,因此通过长波辐射的放射和吸收,底表面经常失去
太阳辐射能大部分被下垫面吸收，大气直接吸收的太阳辐射很少。下垫面将吸收的能量以长波辐射的形 式传给大气，成为大气的直接热源。 地面、大气的辐射和地面有效辐射 地面吸收太阳短波辐射——升温——放射长波辐射。大气对太阳的短波辐射几乎是透明的，吸收很少， 却能强烈地吸收地面的长波辐射——升温——放射长波辐射，地面和大气之间，以及大气中气层和气层之间 相互交换热量，并也将热量向宇宙间散发。 1、地面和大气辐射的表示：由于不是黑体，运用斯蒂芬—玻耳兹曼定律，地面和大气的辐射能可由下式表示： 4 Eg = T ' 4 Eg = T Eg、Ea 分别表示地面和大气的辐射能力，T 地面和大气的温度，δ和δˊ分 别称地面和大气的相对辐射率又称比辐射率。其大小为地面或大气辐射能力与同一温度下黑体辐射能力的比 值，在数值上等于吸收率。 （1）地面温度为 15℃，以δ＝0.9， 为常数，则可算得地面的辐射能为： Eg＝0.9×5.67×10-8×（288） 4 ＝346.7W/㎡ λm＝C/T=2896/288≈10μm C＝2896K （2）根据维恩定律可算得地面长波辐射的波长： 地面平均温度约为 300K（ m ≈10μm），对流层的大气平均温度约 250K（ m ≈ 15μm），其辐射最大短 波长在 10—15μm 范围内。因为地气系统热辐射中 95％以上的能量集中在 3—120μm 的波长范围内，所以我 们把地面和大气的辐射称为长波辐射。 2、大气长波辐射的特点 （1）大气对长波辐射的吸收。大气对长波辐射的吸收非常强烈，吸收作用不仅与吸收物质及其分布有关，而 且还与大气温度、压强等有关，大气中水汽、液态水、二氧化碳和臭氧对长波辐射的吸收起重要作用，他们 对长波辐射具有选择性。 （2）大气中长波辐射的特点。长波辐射在大气中的传播过程与太阳辐射的传播有很大不同。第一，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。第二，长波辐射在大气中 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的长波辐射。第三，长波辐射在大气中 传播时，可以不考虑散射作用。因为 r﹥φ(长波辐射的波长大于气体分子和尘粒的尺度，散射作用非常弱) 3、 大气逆辐射和地面有效辐射 （1）大气逆辐射和大气保温效应。大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射，使地面因放射辐射而损耗的能 量得到一定的补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖作用，大气的存在使近地面温度提高了 38℃。近地 面的温度是-23℃，实际近地面的均温是 15℃。 （2）地面有效辐射。地面放射的辐射（Eg）与地面吸收的大气辐射（δEa）之差称为地面有效辐射，以 F0 表 示。F0 = Eg －δEa 由于地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值，因此通过长波辐射的放射和吸收，底表面经常失去
热量,只有在近地层有很强的逆温及空气湿度很大的情况下有效辐射才可能为负值 湿热<干冷条件,云覆盖<晴朗天空条件,空气混浊<空气干洁。有效辐射具有明显的日变化和年变化 日变化12-14时最大,清晨最小:年变化也与温度的年变化相似,夏季最大,冬季最小,但由于水汽和云的 影响使有效辐射的最大值不一定出现在盛夏。东北、华北、西北地区有效辐射春季最大,高海拔地区有效辐 射大 二、地面及地一气系统的辐射差额 地面和大气因辐射进行热量的交换,其能量的收支状况,是由短波和长波辐射收支作用的总合来决定的。 把物体收入辐射能与支持辐射能的差值称作净辐射能或辐射差额。辐射差额(R)=收入辐射一支出辐射 在没有其它方式进行热交换时,辐射差额决定物体的升温或降温。R=0物体的温度表示不变:R>0或R<0 表明物体收支的辐射能不平衡,会产生升温或降温 1、地面的辐射差额 地面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得能量,同时又以长波辐射不断向大气放出能量。单位时间、 单位水平面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之差称为地面的辐射差额:Rg=(Q+q)(1-a)-F 上式中(Q+q)太阳直接辐射和散射之和,是太阳到达地面的总辐射,a为地面对总辐射的反射率,Fo为地面的 有效辐射。Rg>0时地面有热量积累,Rg<0时热量亏。与反射率有关,反射率是由不同的地面性质决定的, 因此不同地里环境和气候条件下的Rg是有显著差异的 ①地面辐射差额具有日变化和年变化,一般夜间为负,白天为正,日出后ih有负值转为正值,日落前1 1.5h有正值转为负值,夏季为负,冬季为正。②辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。同一纬度上, 陆地的年振幅大于海洋,全球绝大部分地区地面辐射差额年平均值均为正值,只有在高纬度和某些终年积雪 区才是负值,就整个地球表面来说是收入大于支出的 大气的辐射差额 大气的辐射差额包括分为整个大气层和某一气层大气的辐射差额,由于大气中各层所含吸收物质的成分、 含量的不同,以及其本身温度的不同,辐射差额存在很大差异。整个大气层的辐射差额表达式为: R= g+Fo-F. q吸收的太阳辐射,F地面有效辐射,F大气上界的有效辐射。式中F总大于F,q一般小于(F-F0),所 以整个大气层的辐射差额是负值,大气要维持热平衡,还要靠地面以其它方式输送一部分热量给大气。 3、地一气系统的辐射差额 如果把地面和大气看作一个整体,其辐射能净收入为:R=(Q+q)(1-a)+q-F 就整个系统来讲,这种辐射差额的多年平均应为零,也就是说整个地一气系统吸收的能量和放出的能量 是相等的,从而使全球达到辐射平衡。观测表明,地球和大气的平均温度多年来是没有什么变化的。 第三节大气的增温和冷却 、海陆的增温和冷却的差异
热量，只有在近地层有很强的逆温及空气湿度很大的情况下有效辐射才可能为负值。 湿热＜干冷条件，云覆盖＜晴朗天空条件，空气混浊＜空气干洁。有效辐射具有明显的日变化和年变化， 日变化 12-14 时最大，清晨最小；年变化也与温度的年变化相似，夏季最大，冬季最小，但由于水汽和云的 影响使有效辐射的最大值不一定出现在盛夏。东北、华北、西北地区有效辐射春季最大，高海拔地区有效辐 射大。 二、地面及地－气系统的辐射差额 地面和大气因辐射进行热量的交换，其能量的收支状况，是由短波和长波辐射收支作用的总合来决定的。 把物体收入辐射能与支持辐射能的差值称作净辐射能或辐射差额。辐射差额（R）＝收入辐射－支出辐射 在没有其它方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温或降温。R＝0 物体的温度表示不变；R＞0 或 R＜0 表明物体收支的辐射能不平衡，会产生升温或降温。 1、 地面的辐射差额 地面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得能量，同时又以长波辐射不断向大气放出能量。单位时间、 单位水平面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之差称为地面的辐射差额： Rg = (Q + q)(1－a)－F0 上式中(Q+q)太阳直接辐射和散射之和，是太阳到达地面的总辐射，a 为地面对总辐射的反射率，F0 为地面的 有效辐射。Rg＞0 时地面有热量积累，Rg＜0 时热量亏。与反射率有关，反射率是由不同的地面性质决定的， 因此不同地里环境和气候条件下的 Rg 是有显著差异的。 ①地面辐射差额具有日变化和年变化，一般夜间为负，白天为正，日出后 1h 有负值转为正值，日落前 1 －1.5h 有正值转为负值，夏季为负，冬季为正。②辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。同一纬度上， 陆地的年振幅大于海洋，全球绝大部分地区地面辐射差额年平均值均为正值，只有在高纬度和某些终年积雪 区才是负值，就整个地球表面来说是收入大于支出的。 2、大气的辐射差额 大气的辐射差额包括分为整个大气层和某一气层大气的辐射差额，由于大气中各层所含吸收物质的成分、 含量的不同，以及其本身温度的不同，辐射差额存在很大差异。整个大气层的辐射差额表达式为： Ra= qa+F0－F∞ qa 吸收的太阳辐射，F0 地面有效辐射，F∞大气上界的有效辐射。式中 F∞总大于 F0，qa 一般小于（F∞－F0），所 以整个大气层的辐射差额是负值，大气要维持热平衡，还要靠地面以其它方式输送一部分热量给大气。 3、、地—气系统的辐射差额 如果把地面和大气看作一个整体，其辐射能净收入为：Rs=（Q＋q）(1－a)+ qa－F∞ 就整个系统来讲，这种辐射差额的多年平均应为零，也就是说整个地－气系统吸收的能量和放出的能量 是相等的，从而使全球达到辐射平衡。观测表明，地球和大气的平均温度多年来是没有什么变化的。 第三节 大气的增温和冷却 一、海陆的增温和冷却的差异