第二章大气辐射学.ppt

第2章 辐射与热量平衡2.1 辐射的基本知识2.2 太阳辐射2.3 地面和大气辐射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 地面温度和气温的周期变化思考题大气科学概论（一）辐射的基本概念第2章大气辐射学2.1 辐射的基础知识（1）辐射(Radiation)：能量以电磁波形式的传播。任何物体不断地吸收来自周围的辐射，同时又向周围发出辐射。（2）辐射热交换：物体间通过辐射进行的能量交换。发出辐射 吸收辐射时，物体升温；发出辐射 吸收辐射时，物体降温；发出辐射=吸收辐射时，物体恒温，辐射平衡。（3）电磁波传播：真空中以光速传播的一组波，具有波长、周期、频率等波动特征。（4）电磁波波谱：10-6m103m，包括射线、射线、紫外线、可见光、红外线、超短波和无线电波。X-raysl 10nmUltraviolet(UV)10 l 400nmVisible0.4 l 0.76mNear-Infrared(Near-IR)0.7 l 4.0mMiddle-IR4.0 l 30mFar-IR30 l 100mMicrowave1mml1m2.1 辐射的基础知识短波辐射长波辐射第2章大气辐射学一、辐射的基本概念2.1 辐射的基础知识（4）吸收率、反射率及透射率Q0QrQaQd入射辐射反射吸收透射Q0=Qr+Qa+Qd反收率吸射率透射率r+a+d=1显然，；不透明物体，r+a =1黑体：a=1；灰体：a1。第2章大气辐射学2.1 辐射的基础知识dI二、辐射的度量(1)单色辐射强度（Monochromatic Radiant Intensity）：沿一定方向在单位时间(dt)里通过单位立体角(d)及垂直于该方向的单位面积(ds)的辐射能d，称为该方向的辐射强度，用I表示，单位为W m-2 sr-1 m-1；dsd第2章大气辐射学xyzo天顶角方位角辐射强度表示辐射场内任一空间点任一时刻任一方向上的辐射强弱，即若I与x,y,z无关，则I是均匀；若I与,无关，则I是各向同性；若I与t无关，则I是定常。二、辐射的度量 例如，太阳辐射通量约为3.91026W，太阳半径约为7108m，则太阳表面辐射通量密度为2.1 辐射的基础知识(2)单色辐射通量密度(Monochromatic Radiant Flux Density)：单位时间(dt)里从各个方向通过单位面积(ds)辐射能，用F表示，的位Wm-2m-1。FFdsds辐射度辐照度II第2章大气辐射学 设沿一定方向（，）的辐射强度为I，则该方向垂直通过单位面积水平面的辐射能dF为：于是该水平面上的辐射通量密度F为所以，对于各向同性的辐射，辐射通量密度等于辐射强度的倍。2.1 辐射的基础知识dFI二、辐射的度量(3)辐射通量密度（F）与辐射强度（I）关系：第2章大气辐射学附：立体角定义沿整个球面积分，得整个球面立体角o立体角单位为立体弧度（steradians,sr）r球坐标系中，立体角定义为球面面积元与半径平方之比。若立体角元为 ，球面面积元ds，则 rdldd=dl/r立体角与平面角的比较第2章大气辐射学黑体单色辐射强度I*与其温度(T)和辐射的波长()之间具有如下的关系：其中，h、k及c 依次为普朗克常数、Boltzmann常数及光速:2.2 辐射的基本定律第2章大气辐射学一、普朗克函数（The Planck Function）：将黑体单色辐射强度I*对波长()积分，得黑体辐射强度（I*），即二、Stefan-Boltzmann定律：上式称为Stefan-Boltzmann定律。表明物体温度越高，其放射能力越强。因黑体辐射为各向同性，根据辐射通量密度和辐射强度的关系，得黑体（单色）辐射通量密度E*，为。推论：根据Stefan-Boltzmann定律计算的温度称为等效黑体温度或亮度温度（Brightness temperature）TB。2.2 辐射的基本定律第2章大气辐射学其中，=5.6710-8Jm-2K-4s-1，Stefan-Boltzmann常数。三、Wien定律：黑体辐射的光谱强度（单色辐射能力）最大值对应的波长（m）与其热力学温度(T)成反比，其中，常数C=2897 m K太阳辐射(短波辐射):T=6000K,则m=480nm;地球辐射(长波辐射):T=288K,则m=10.1103nm;2.2 辐射的基本定律第2章大气辐射学四、基尔霍夫(Kirchhoff)定律：物体对一定波长()的辐射强度IT与其对同一波长辐射的吸收率aT之比，等于同温度下黑体对同一波长的辐射强度IbT 基尔霍夫(Kirchhoff)定律又表示为：物体的吸收率aT等于其比辐射率T。推论：任何物体的辐射强度等于其比辐射率与同温度下黑体辐射强度之积。2.2 辐射的基本定律第2章大气辐射学黑体物体（T）恒温TIbTIbT(1-aT)I T或太阳辐射光谱：即太阳辐射能随波长的分布，与T=6000K的黑体光谱相似。6000K黑体光谱大气上界太阳光谱波长范围：0.15m4m可见光0.40.76m，50%；红外线0.76m，43%；紫外线0.4m，7%。2.3 太阳辐射及其在大气中的衰减第2章大气辐射学一、太阳辐射太阳常数(S0)：大气上界的太阳辐射的取决于太阳及其与地球间的天文位置（日地距离、太阳高度角及白昼长度），因此，太阳辐射也称天文辐射。当日地平均距离时(r0)，大气上界垂直于太阳光线的单位面积上单位时间内获得的太阳辐射能量，称为太阳常数S0，S0=1370W/m2。2.3 太阳辐射及其在大气中的衰减一、太阳辐射近日点远日点-3.5%+3.5%第2章大气辐射学（0）吸收机制（了解）吸收概念：物体将入射辐射部分转变为其本身的内能或其它能量，从而温度升高，而辐射削弱。其机制包括分子能级跃迁、光化反应及光致电离等。能级跃迁：气体分子内能除热运动(平动)能量外，还包括分子的振动、转动及电子绕原子核轨道旋转的能量，能量的变化是不连续的，对应一定量子数的能量级。当能级变化时，对应吸收的能量满足爱因斯坦公式：E=hf其中，h普朗克常数，f频率。吸收选择性：一次能级跃迁产生一条吸收线，吸收线构成吸收带，所有吸收带构成吸收光谱。特定气体具有特定能级，只吸收特定频率辐射，即吸收具有选择性。2.3 太阳辐射及其在大气中的衰减第2章大气辐射学二、大气对太阳辐射的吸收（1）吸收光谱 吸收成分：O2、O3（紫外线区），H2O（红外线区），CO2、CH4、N2O等。特点：选择性，0.29m的紫外线几乎全吸收，可见光几乎不吸收，红外区则有很多强吸收带。大气直接吸收太阳辐射比例很小，约占19%，因此太阳辐射并非对流层大气的直接热源。但是，大气能强烈吸收地面红外辐射，8103nm13103nm波段除外，该波段即所谓的“红外窗口（IR Windows）”。大气 各成分的吸收光谱（见教材P40)2.3 太阳辐射及其在大气中的衰减第2章大气辐射学二、大气对太阳辐射的吸收红外窗口（2）指数削弱定律 2.3 太阳辐射及其在大气中的衰减第2章大气辐射学二、大气对太阳辐射的吸收II+dI质量吸收系数m2g-1；容积吸收系数m-1I0LZ大气上界地表dzdl=secdz其中，透明度系数光学厚度大气质量数大气透射率概念：大气分子或粒子使入射辐射转向各个方向传播，取决于粒子尺度（周长）与入射辐射波长的相对大小，=2a/。第2章 辐射与热量平衡2.3 太阳辐射及其在大气中的衰减三、大气对太阳辐射的散射瑞利(Rayleigh)或分子散射：0.1，有选择性，散射强度与波长四次方成反比。波长越短，散射越强，故晴天为蔚蓝色；朝霞和晚霞。米（粒子）散射：0.150）：属于几何光学，如彩虹、晕等。l若无大气，则到达地面的太阳直接辐射即为天文辐射，其到达地面的辐射强度S0与日-地相对距离r/r0的平方成反比，即第2章 辐射与热量平衡2.4 到达地面的太阳辐射一、到达地面的太阳直接辐射r0rS0S太阳常数l当太阳直接辐射(近似为平行光线）以太阳高度角h到达地面时，通量密度为S，则 地理纬度、日赤纬、时角、t时间hS地面 S0l当考虑大气消光作用时，到达地面的单色太阳直接辐射强度S由指数定律确定：第2章 辐射与热量平衡2.4 到达地面的太阳辐射一、到达地面的太阳直接辐射l同时考虑日地距离、太阳高度角及大气消光影响，则到达地面的单色太阳直接辐射通量密度Sh地面单色太阳直接辐射通量密度S大气mS0hS地面 S0透明度P大气质量数l太阳直接辐射日总量：将上式对时间从日出到日落积分，得夏至冬至秋分春分夏至冬至秋分春分太阳散射辐射取决于太阳高度角、大气透明度系数、云量、海拔高度、及地面反射率。第2章 辐射与热量平衡2.4 到达地面的太阳辐射二、到达地面的太阳散射辐射 由于大气的 存在,到达地表的辐射除太阳直接辐射外，还有从天空各个方向射的太阳散射辐射，又称为天空辐射。太阳总辐射具有日变化、季节变化及纬度分布。第2章 辐射与热量平衡2.4 到达地面的太阳辐射三、到达地面的太阳总辐射 到达地表的太阳直接辐射与散射辐射之和，即地面太阳总辐射。第二章大气的热能和温度定义：地面吸收了净太阳短波辐射后，按其本身温度不断地向外放射的辐射能。特点：地面辐射绝大部分被大气（水汽和二氧化碳等温室气体）所吸收，只有小部分（813m）透过大气层进入太空，形成所谓的“红外窗口”；白天，地面吸收的太阳总辐射大于地面辐射，故地面升温；夜晚，没有太阳辐射，地面辐射使地面降温。波谱：波长范围380m，m=10m，又称长波辐射/Terrestrial Longwave Radiation(FE)。2.5 地球辐射一、地面辐射红外窗口地面辐射与大气窗第二章大气的热能和温度定义：大气按其本身温度不断地向外放射的辐射能，其向下部分称为大气逆辐射/Longwave atmospheric counter-radiation(Fa)。波长：95以上的能量集中在3120m 的波长范围内（红外辐 射），其辐射能最大段波长在1015m 范围内，因此大气辐射和地面辐射一样也为长波辐射。特点：大气逆辐射极大部分被地面所吸收(aFa)，使地面辐射降温程度大大减小，形成所谓的“温室效应/Greenhouse effect”；大气辐射向上的部分是地球大气系统向外支出热量，以保持地球热量平衡的主要途径。2.5 地球辐射三、大气辐射第二章大气的热能和温度定义：地面辐射（Fs）与其吸收的大气逆辐射（Fa）之差(为吸收率)，称为地面有效辐射/Net Longwave Radiation，若用F表示，则F0=FE-Fa大气a FaFs地面 地面有效辐射的影响因子：地面温度、气温、湿度和云况。特点：有效辐射通常为正，即下垫面通过有效辐射向大气供热。但夜间 或清晨，近地面出现逆温分布，地面有效辐射可为负，即大气向地面传 热。2.5 地球辐射四、地面有效辐射第二章大气的热能和温度 长波辐射在大气中传输时，主要因大气吸收而减弱、及大气辐射而增强。2.5 地球辐射五、长波(红外)辐射传输大气dlzdz 对于向上长波辐射 ，经过dl后，辐射强度变化 为 同理，对于向下长波辐射 ，有大气dlzdz 即为长波辐射传输方程、或Schwarzchild方程。根据基尔霍夫(Kirchhoff)定律有所以，可改写为第二章大气的热能和温度 通过实测或计算，可得大气任意高度的向上和向下辐射通量密度，进而求得各高度上的净长波辐射通量密度FN：2.5 地球辐射六、长波辐射变温率 整理并利用大气静力学方程，得 考虑一单位截面、厚度z的气层，时间t，长波辐射引起的温度变化为T，则z2z1zFN(z+z)FN(z)通常，因此，长波辐射使大气降温。第二章大气的热能和温度定义：地表面吸收的太阳总辐射（SG）与地面有效辐射（F0）之差，称为地面辐射差额FB，则FB=SG(1-rs)F0 特点：白天FB主要取决于太阳总辐射，夜间则取决于地面有效辐射；FB由正变为负出现在日落前1小时，由负变为正出现在日出后1小时；FB还随纬度而变，纬度低，正值愈多大气SG地面F02.6 地面辐射差额和能量平衡一、地面辐射差额rsSG地面辐射差额日、年变化地面辐射差额随纬度变化第二章大气的热能和温度地面能量（热量）平衡H：取决于太阳短波辐射、地面（有效）长波辐射、地气显热（热传导）、地面水相变及地面土壤热交换：H=RS-Rl He Hs-Hm 特点：H0，地面升温；H0,地面降温；H=0,地面温度不变。大气H地面RlRS2.6 地面辐射差额和能量平衡二、地面能量平衡土壤HeHsHm第二章大气的热能和温度2.6 地面辐射差额和能量平衡三、气温的日变化特点：昼高夜低，最高气温出现在14点左右，最低气温出现在清晨5点左右。日较差：一日中最高气温与最低气温之差。低纬高纬；陆上海上；夏季冬季；晴天阴天；低海拨高海拨。第二章大气的热能和温度2.6 地面辐射差额和能量平衡四、气温的年变化l特点：夏高冬低，月平均气温有一个最高值和一个最低值。陆地：北半球七月最高、一月最低，南半球相反；海洋：比陆地迟后一个月左右。l年较差：一年中月平均最高气温与月平均最低气温之差。l年变化影响因素：高纬低纬；陆海；低海拔高海拔；第二章大气的热能和温度2.7 地气系统的能量平衡 全球年均地面太阳辐射分布Annual global distribution of insolation(kcal/cm2)Q总=Q总(1-A)=(S+D)(1-A)全球年均地面辐射差额分布Annual global distribution of net radiation(Kcal/cm2)R=Q总总-F 全球地-气热交换Global distribution of sensible heat 全球蒸发潜热分布Global distribution of latent heat.