地面和大气中的辐射过程[新](1)

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1、第五章 地面和大气中的辐射过程v 5.1 辐射的基本概念 v 5.2 辐射的物理规律 v 5.3 地球大气与辐射的相互作用 v 5.4 太阳辐射在地球大气中的传输 v 5.5 地球大气系统的长波辐射 v 5.6 地面、大气及地气系统的辐射平衡v地球作为飘浮在宇宙空间的一个物体，它只有通过辐射过程才 能与其周围环境交换能量并最终达到某种平衡。 v地球围绕着太阳运行，太阳辐射的能量是地球最重要的能源。 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 在大气中传输和转换的规律。 v本章首先叙述有关大气辐射的基本物理概念和基本定律，然后 讨论大气对辐射能传输的影响，包括吸收、散射等过程。 v

2、第三部分是有关太阳辐射的特性及其在大气中传输的过程。 v第四部分研究地球大气自身发射的辐射及其与周围环境取得平 衡的问题。 v最后讨论地球大气系统的辐射平衡以及通过长期的观测，目前 掌握的有关辐射量分布的情况。 v利用这些知识，可以解释有关地球大气系统气候的形成、地球 上气候带的形成等问题。 5.1 辐射的基本概念v 任何物体，只要温度大于绝对零度，都以电磁波形式 向四周放射能量，同时也接收来自周围的电磁波。这 是物质的本性决定的，是由物质本身的电子、原子、 分子运动产生的。 v 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。 v 有时，把放射性物质的粒子

3、放射（a、b、中子射线） 也称为辐射，但这种粒子辐射不属于本章论述的范围 。我们研究的仅仅是电磁辐射问题。 5.1.1 电磁辐射 v 电磁波可以用频率f、波长、波数和波速c来描述。其 间的关系为v ; v v 在辐射科学中，波长 的单位常用m（106m）， 但 在紫外和可见光波段也用nm（109m）。在红外波段习 惯上用波数表示，其单位常用cm-1 ，表示在1cm 空间 距离内有几个波动。频率f的单位则用赫兹（Hz）等， 表示一秒钟内有几次振动。 v 不同波长或频率的电磁波有不同的物理特性，因此可 以用波长频率来区分辐射，并给以不同的名称，称之 为电磁波谱。 电磁波谱 v 太阳、地球和大气辐射

4、的波长范围基本上在0.1120 m, 即 紫外波段、可见光和红外波段部分。 v 可见光波段集中了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，而且不同波长的辐射还提供人眼不同 的色彩感觉（见表）。 v 在微波波段，直到几十厘米波长还有少量的辐射，也为大气 科学工作者所关注。 各种颜色光对应的波长（m ） 5.1.2 描述辐射场的物理量 v 对辐射的讨论首先要引进辐射场的概念。 v 大气中的许多参量都是以场的形式出现的，如温度场 、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，它们 都是空间和时间（x, y, z, t）的函数。v 辐射场则是比上述参量更复杂的场。

5、v 1.辐射通量(radiant flux) v 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J/s为或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 v 2. 辐亮度（Radiance）v 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。 v 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。 v 现以 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

6、 观测方向（ , ）的函数。若再考虑到不同颜色的光 应有不同的亮度，则应有v 可以看出，辐亮度是一个很复杂的空间场。 v 定量测量天空辐亮度的装置，最基本的是 光度计，它由物镜L、小孔光栏G、滤光 片F、光电接收器C和显示器M组成 (图)。 设物镜的通光面积为 dA，在物镜焦平面 上放置光栏G。物镜和光栏组合，可让立 体角d中的光进入光电接收器。光度计架 设在空间（x, y, z）点，指向天空的（ , ）方向。经过定标的光度计显示的读 数就表示在（x, y, z）点，在时刻t由（ , ）方向射来的通过dA 面积和立体角 d，在波长d 范围中的辐射功率d。 归算到单位面积、单位立体角和单位波长

7、间隔，有v 此处L的单位为W m-2 sr-1 m-1 。 光度计示意图 v 辐亮度的物理意义是，在辐射传输方向上的单位立体 角内，通过垂直于该方向的单位面积的，单位波长间 隔的辐射功率。 v 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。 v 假如L与观测位置（x, y, z）无关，则辐射场是均匀的 ； v 假如L与观测方向（ , ）无关，则辐射场在该点是各 向同性的； v 假如L与时间t无关，则辐射场就是定常的。 v 3.辐射通量密度v 辐亮度虽然是反映辐射场特性的基本物理量，但它的变量 太多，过于复杂，有时不便于应用。 v 现引入辐射通量密度的概念，即指辐

8、射场内任一点处通过 单位面积的辐射功率，也称为辐照度（Irradiance），以E 表示。 v 设有一空间平面，通过该平面的辐射通量密度可认为是从 各个方向射来的辐亮度在法线方向分量的累加，即v 这里 为辐亮度方向与平面法线之间的交角。 v 考虑到大气中各种变量在水平方向的变化率远小于垂直 方向的变化率，因此将主要考虑垂直方向的辐射分量， 即考虑通过某一高度的水平面的辐射通量密度。 v 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。球坐标中的立体角为 d=sin d d。其中 角的取法是（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， 角从 法线

9、方向开始顺时针从0增大到180。因此，向上辐射 的 为0到90，向下辐射的 为90到180。有 v 其中E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，这二个辐射通量密度之差称为净辐射 通量密度或净辐照度，写为v 净辐射通量密度的单位为W m-2 m-1。其值的正和负， 分别代表了从上往下的净辐射通量密度和从下往上的 净辐射通量密度。 v 净辐射通量密度在讨论大气辐射平衡时有重要的应用 。例如讨论一薄层空气，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 层温度将升高；反之，气层将降温。v 4.辐射源 v 往

10、外发射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的球表面上的辐照 度为v 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。 v 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。 v 对于平行辐射,若需计算地面接收到的太阳辐射，设太 阳的天顶角为，则该地水平面上接收的太阳积分（所 有波长）辐照度为 5.2 辐射的物理规律v5.2.1 吸收率、反射率 和透射率 v射至物体

11、的辐射能Q0 ，一部分会被物体吸收 变为内能或其它形式的 能量Qa ，一部份会被 反射回去Qr ，而另一 部分则会透入物体Qt （图 ）。从能量守恒 考虑应有吸收、反射和透射示意图 v 定义：吸收率 ，反射率 ，透射率 ，则有 v 当物体不透明时， = 0，则有A + R = 1，这时反射率 大的物体吸收率一定小。 v 吸收率、反射率、透射率的概念可用于各种波长的条 件。对于单色(或分光)辐射的场合，称为单色(或分光 、谱)吸收率、反射率和透射率。分别记为A , R , 。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。 v 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

12、成了该物体的吸收光谱或辐射光谱。v1.黑体 v 如果某一物体对任何波长的辐射都能全部吸收，即A = 1，则 称该物体为绝对黑体，相应的必有R = 0 , = 0 。 v 如果物体仅对某一波长全部吸收，即A = 1，则称该物体对这 一波长为黑体。 v 绝对黑体在自然界是不存在的。 v 注意:这里所讨论的黑体与一般所谓黑色物体是有区别的，黑 色物体只表明它对可见光的反射性质。 v 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，远比一般物体更接近于 黑体。 v2.灰体 v 如果物体的吸收率A 不随波长而变，但A 50 时即r 时的散射，属于几何光学范畴 。例如

13、大雨滴 ( 14 mm) 对可见光的散射就属于此类 。虹和晕就是光在雨滴和冰晶上发生反射、折射等现 象造成的，它们服从几何光学规律。 5.3.3 辐射能在介质中的传输 v 1. 布格 朗伯（Bouguer-Lanbert）定律 v 设有单色平行定向辐射的辐照度为E ，经过一有吸收作 用的气层dl后变成E+dE。由于是被吸收削弱，所以 dE 0，意味着该层内辐射能量收入大于支出，气层将增 温；反之，将降温。 v（2）整层大气的辐射差额 v 整层大气的辐射差额可用下式表示 vE*和E0*分别代表大气上界和地面的净辐射。v 前面己经提到，从全球长期平均温度多年基本不变的角度，全 球应达到辐射平衡，所

14、以大气上界净辐射应为零，E* = 0。 v 而地面净辐射 E0* 一般为正的，因此就整层大气而言，辐射差 额为负值，这里所缺少的那部分能量通过地面提供的显热和潜 热而得到补偿。 v 若分别考虑短波和长波能量的收支关系，有 v Qa是大气吸收的太阳短波辐射。E0是地面有效长波辐射。EL, 是透过大气上界射向空间的长波辐射，它包括大气射向空间的 长波辐射和透射的地面向上辐射。由于大气吸收的太阳辐射比 较小，而EL,又大于E0，同样可说明整层大气的辐射差额总是 负值。v 3. 地气系统的辐射差额v 把地面直到大气上界作为一个整体的辐射能净收入就是地气系 统的辐射差额。若以Eag*表示，应是大气和地面

15、的辐射差额之和 ，v 因此地气系统的辐射差额就是以地面为下底，以大气上界为顶 的整个铅直气柱内接收到的太阳短波辐射与大气上界向太空放出 的长波辐射之差。 v 大气顶部的净辐射就是地气系统的辐射差额。 v 地气系统的辐射差额随季节、纬度、云量云状、下垫面性质及 大气成分等因素而变化。 v 平均而言，在两极和高纬度地区的辐射差额为负，在赤道和热带 地区为正值。 v 但是，就整个地气系统而言，辐射差额为零，地气系统的热 状况没有明显的变化。 5.6.5 观测到的辐射平衡 v 在几年的时间尺度上，地球作为一个整体是处于辐射 平衡状态的。换句话说，当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

16、的能量以长波辐射 形式离去。 v 在大气顶部的净辐射通量为 v 其中ES,是入射到大气顶的太阳短波辐射，v 右边第1项是地气系统获得的短波辐射的净通量，主 要取决于地气系统行星反照率R。 v 右边第2项是地气系统向外发射的长波辐射的净通量v 大气顶部入射和反射辐射的纬向分布如图 图 大气顶部（a）入射太阳辐 射和（b）反射太阳辐射的纬 向平均分布。 v 入射的太阳辐射在冬半球有很强的梯度 ( 从夏半球副 热带的 475 Wm-2 逐渐减小至冬半球极区的零 )。v 但在夏半球中，随着纬度的增高，减弱很慢。 v 这部分入射的太阳辐射有相当一部分被反射回太空。 在高纬度被反射的能量就更多，反照率高达 70%。图a是吸收的太阳辐射(1 R) ES,的年 平均分布，它的最大值约350 Wm-2，