热辐射的一般知识.ppt

第二章辐射,热辐射的一般知识太阳辐射地面辐射差额,热辐射的一般知识,辐射的概念辐射的波粒二象性辐射能量的基本量度单位物体对辐射的吸收、反射和透射辐射的基本定律,以电磁波或粒子的形式放射或输送能量叫辐射。该能量本身辐射能。任何温度在绝对零度以上的物体，都具有辐射的本领。,辐射具有波粒二象性（光学中，光合作用的能量转化）。波动性：V=f V：光速，：波长，f：频率。粒子性：EL=hV/EL表示光量子的能量，普朗克常数h=6.610-34JS。将不同辐射波的波长从小到依次排列成一个谱，叫电磁波谱(表1-1)。,物体对辐射的吸收、反射和透射,1.吸收率（）、反射率（r）、透射率（d）投射到物体上的辐射，一般只有一部分被该物体吸收，其余则被该物体反射和透射,吸收率（）：物体对辐射的吸收的能力称为吸收率。反射率（r）：物体对辐射的反射的能力称为反射率。透射率（d）：物体对辐射的透射的能力称为透射率。设投射到物体上的总辐射能量为Qo；被吸收、反射、透射的量分别为Q、Qr、Qd。根据能量守恒原理，则：Q+Qr+Qd=Qo 将上式两端除以Q。，则得：,式中左边第一项 为吸收率；第二项，称为反射率(物体反射的辐射与投射于其上的总辐射之比)；第三项，称为透射率(透过物体的辐射与投射于其上的总辐射之比).,即+r+d1,绝对黑体、灰体 绝对黑体：在任何条件下，对于各种不同波长的辐射的吸收率等于1的物体。灰体：如果某一物体吸收率小于1，但吸收率不随波长而变的物体。,在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力与物体对该波长的吸收率的比值，只是温度和波长的函数(与物体的其他性质无关)，即：e,T/a,T=E,T 其中e,T表示物体对该波长的放射能力；a,T表示物体对该波长的吸收率；E,T只是温度和波长的函数。,辐射的基本定律,基尔荷夫,斯蒂芬波尔兹曼,维恩位移,黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比。ET=T4 为斯蒂芬波尔兹曼常数=5.6710-8 Wm-2 K-4,绝对黑体的放射能力最大值对应的波长与其本身的绝对温度成反比，即：m C/T C=2897103nmK,辐射通量和辐射通量密度,辐射能量的基本量度单位,光通量和光通量密度,辐射通量和辐射通量密度 1、辐射通量()：单位时间内通过任一表面的辐射能，单位为瓦(W)或焦耳秒（J/S）。可表示为：,2、辐射通量密度(F)：单位时间内通过单位面积的辐射能。其单位为瓦米2(Wm2)；可表示为：,F=,入射辐射通量密度（辐照度）：指投射来的辐射。放射辐射通量密度：指自物体表面向外放射的辐射。它表征着物体放射能力的强弱，故称为辐射能力或放射能力(E),=,辐射强度,指单位时间内与辐射能流方向相垂直的单位面积上得到的辐射能，即与入射光垂直的面上的辐照度。单位为瓦米2(Wm2)。可表示为：,I=,1.光通量（L）：单位时间通过任一表面上的光能。单位为流明(Lm)。可表示为：,2.光照强度(A)：入射到单位面积上的光通量，单位为勒克斯(Lmm2)。可表示为：,勒克斯：它是以1国际烛光的点光源为中心，以一米为半径的球面上所得到的照度。即,第二节太阳辐射,太阳辐射强度和太阳常数太阳高度角和昼长大气对太阳辐射的减弱到达地面的太阳辐射强度,太阳辐射强度和太阳常数,太阳辐射强度 单位时间内投身到单位面积上的太阳辐射能量（S，W/m2）。太阳常数 当日地处于平均距离时，在地球大气上界，垂直于太阳辐射方向，单位面积上的太阳辐射能量，称为太阳常数(1382W/m2)。,太阳高度角和昼长,太阳高度角 太阳光线与水平面之间的夹角，称为太阳高度角(h,0-90,如图)。sinh=sinsin+coscoscos：地理纬度：赤纬：时角，正午=0，上午0正午太阳高度角 0 sinh=sinsin+coscos 于是有：h90|,赤道,60o N,30o N,地心,北极,15o,15o,15o,P2,P1,举例：已知雅安的纬度为北纬30，试计算出雅安春分、秋分、夏至和冬至这四个特定日子正午时的太阳高度角。解：已知=30，正午=0，代入公式得（1）春分、秋分时=0 h=90-（30-0）=60（2）夏至=2327 h=90-（30-23.5）=83.5（3）冬至=-2327 h=90-（30+23.5）=36.5,昼长,昼夜、四季的形成与昼长的变化规律可照时数、实照时数和日照百分率可照时数：当天空无云时或无其它障碍物遮蔽时，太阳光可以照射地面的时间，称为可照时数。即日出到日落的时间（昼长）。实照时数：太阳实际照射地面的时间，称为实际日照时数或简称实照时数。,光照时间：有光的时间，称为光照时间。即：光照时间=可照时数+曙暮光时间 曙暮光：日出以前和日落以后天空出现的光称为曙暮光。,日照百分率：一日（月）的实际日照时数除以同一日（月）的可照时数，称为日照百分率。即：,可照时数的计算：,h=0(日出与日没)，时角记为0，则有 cos0=-tgtg 上式中负根(-0)相当于日出的时角，正根相当于日没的时角。-00,可照时数=,当=0时；当=0时；当0，0时；(12h)当0，0时；(12h),太阳辐射在大气中的散射,大气对太阳辐射的吸收,大气对太阳辐射的反射,一、吸收作用 太阳辐射被大气中的O2、O3、CO2、H2O(水汽)、云滴、雨滴及尘埃等吸收，转变为热能的过程，称为吸收。大气中的吸收物质 对太阳辐射具有选择性吸收的特性。1、O2：强烈吸收波长位于0.15-0.2 m 远紫外区，这个吸收带较宽且吸收能力很强。此外，在可见光谱区还有两个弱的吸收带。,2、O3：主要吸收0.2-0.32 m紫外线，这是一个最强的吸收带，使太阳辐射光在波长小于0.29 m的紫外线不能到达地面 3、CO2：主要吸收1.462.78m的红外线区。4、水汽：对太阳辐射吸收范围很广，主要吸收波长在0.73 m的红外线。5、水滴和尘埃：水滴和尘埃能吸收0.59 m及3 m附近的太阳辐射。如图所示,二、散射作用 太阳辐射通过大气时，空气分子和其它微粒内电子在电磁波的作用下发生振动，因而也向四面八方发射电磁波，这种作用称为散射。,大气对于太阳辐射的削弱作用主要是散射。,散射系数,如果投射来的光强度为S,以D 表示被单位体积空气质点向各个方向散射的辐射量，则比值D/S，称为散射系数。,1.蕾莱分子散射定律,当散射质点的 半径比入射光波长还小时，散射强度与入射辐射波长的四次方成反比。,雨后天晴天空为何呈蓝色旭日和夕阳太阳为何呈红色?中午为何太阳呈白色?,粗粒散射(漫射)当散射质点增大(如云滴、雾滴、尘埃等)，半径大于10m时，此时散射量不再随波长而改变，即散射强度与波长无关，称粗粒散射(或漫射)。,空气比较混浊或阴天时的天空呈乳白色，就是因大气中的尘埃等粗粒较多，大气散射以漫射为主，散射光谱与辐射光谱相同的 缘故。,三、反射作用 大气中的云和尘埃等对太阳辐射反射，其中云的反射极为重要，云的平均反射率为50-55，如浓密的低云，反射率可达到78。,如果把射入到大气中的太阳辐射作为100：被大气吸收的约占14；被散射和反射回到宇宙空间去的约占43；到达地面的约占43%。如图所示,四、减弱因素 减弱的程度主要决定于太阳光线穿过大气的射程，以及大气中所含吸收、散射，反射质点的多少。前者用大气质量(m)讨论，后者则用大气透明系数(P)说明。(一)大气质量(m)常用太阳光通过大气路径的长度与大气铅直厚度之比表示（如图）。,m=csch=,太阳高度角不同时的大气质量数,不同海拔高度的大气量数,大气量主要决定于太阳高度角和海拔高度。,(二)大气透明系数 大气透明系数(P)是指透过一个大气质量以后的太阳辐射强度(S1)与透过前的辐射强度(S0)之比。即：P=S1/S0,因为空气分子对兰紫光散射作用强，对红橙光散射作用弱、所以红橙光的透明系数较大，故通过若干个大气质量后，光谱中的红橙光所占比例大些。,影响大气透明系数的因素有：海拔、水汽、尘埃、云雾等。,(三)布格尔兰勃特定律,当太阳辐射透过一个大气量(m=1)时：S1S0.P当太阳辐射透过二个大气量(m=2)时：S2=S1.P=S0.P2当太阳辐射透过三个大气量(m=3)时：S3=S2.P=S0.P3 当m=m时：Sm=Sm-1.P=S0.Pm,四、到达地面的太阳辐射,(一)太阳直接辐射强度(S):以平行光线的形式通过大气直接到达地面的辐射，称为太阳直接辐射.单位时间单位水平面积上的太阳直接辐射能称为太阳直接辐射强度。,S=Sm=Smsinh=S0Pmsinh(3-19),由上式知，S决定于太阳高度角、大气透明系数和大气量。此外，它还受云量、海拔、纬度及坡向坡度等因素的影响。,S=Sm=Smsinh=S0Pmsinh,(二)天空散射辐射强度(D),散射辐射的强弱，通常以到达水平面上的散射辐照度D来表示。,太阳辐射在通过大气层时，其中有一部分被空气近质点向四面八方弥散，它们有一部分向宇宙空间散失了，有一部分就散射在地面，这一部分就称为散射辐射。,假设散射辐射的一半返回宇宙空间，另一半在不考虑大气吸收作用下到达地面，则D可表示为：,D=(S0-S0 Pm)sinh=(1-Pm)sinh,(三)太阳总辐射强度及其影响因素到达地平面上的太阳直接辐射强度与散射辐射强度之和，称为太阳总辐射强度。Q=S+D,影响总辐射的因素：1、太阳高度角2、大气透明度 3、云 当天空有云，但云量少而且比较薄，太阳未被云所遮蔽时，总辐射强度比碧空时(太阳高度角相同)大。,4、海拔高度 海拔愈高，大气柱愈短，则大气中水汽、微尘、杂质等的含量少，太阳直接辐射强，散射辐射弱，总辐射强。5、纬度；6、大气量；7、坡度坡向,（四）太阳辐射总量,1、太阳辐射的日总量：一日中，到达地面单位面积上的太阳辐射的累积值，称为太阳辐射的日总量。2、太阳辐射年总量：一年中，到达地面单位面积上的太阳辐射累积值，称为太阳辐射年总量。,因赤道附近云雨多，太阳辐射年总量高值区不是出现在赤道，而出现在纬度20附近。全球最大值出现在埃及南部，约9200MJ/(m2.a)。中国为3768-8374 MJ/(m2.a)，最高中心在雅鲁藏布江上中游，超过8000 MJ/(m2.a)。川黔地区不足3349 MJ/(m2.a)，为全国最低区。,第三节地面辐射差额,一、地面辐射 地面直接放射的长波辐射，称为地面辐射(Ee)。地面的平均温度约为300K，地面辐射波长在380m之间，最大放射能力的波长约为10m。,地面辐射通过大气时，绝大部分能量被大气中的水汽、二氧化碳、水滴及尘埃等吸收，而其中以水汽吸收的量为最大。因水汽主要集中在大气的低层，且由下向上逐渐减少，故地面长波辐射能量绝大部分为低层大气所吸收。这说明，地面辐射是低层大气能量的主要来源。,二、大气辐射 大气向外的辐射称为大气辐射。大气的平均温度约为250K，其辐射的波长介于7-120m之间，最大放射能量的波长为15m，也属于红外长波辐射。大气辐射中，投向地面的那一部分大气辐射，叫做大气逆辐射(E)。,三、地面有效辐射(净红外辐射）地面有效辐射是地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差，其表达式为：,e,E,一般情况下,地面温度高于大气温度，即E0 0,其中，E0为地面有效辐射；Ee为地面辐射；为地面对大气逆辐射的吸收系数,Ea为大气逆辐射。,影响地面有效辐射的因素:1、地面温度地面温度高时，Ee增强，E0增大 2、大气温度 大气温度升高，Ea增强，E0减小。3、空气湿度 湿度大，则Ea增强，E0减小。4、云 云量多且云层厚时，Ea增强，E0减小。5、海拔高度 随海拔高度的增加，水汽含量减少，E0增大。6、雾 雾使E0减小。,此外，晴朗无风的夜晚，空气的流动混合作用差，从而使E0增大；粗糙土壤表面的辐射比平滑土壤表面大，所以粗糙土壤表面的E0大于平滑土壤表面；植被覆盖下比裸地E0小，降温慢。,大气中各种微尘和CO2成分的存在，犹如温室覆盖的玻璃一样，阻挡了地面向外的辐射，增强了大气逆辐射，对地面有增温和保温作用，这种现象称为大气的温室效应。大气逆辐射愈强，大气的温室效应愈显著，地面温度愈不易降低。据估计，如果没有大气的长波逆辐射，地球平均温度为-22左右。,四、大气的温室效应和阳伞效应,大气中微尘和CO2的增加，犹如在阳光下撑了一把伞，减弱了到达地面的太阳辐射，对地面有降温作用，这种现象称为大气的阳伞效应。,五、地面辐射差额 指在一定时间间隔内，单位面积的地表吸收的辐射与放射的辐射之差(即地面吸收的太阳总辐射与其有效辐射之差)，也称净辐射或辐射平衡，以B表示，其表达式为:,B(S+D+E)(S+D)r+Ee(2.33)(S+D)(1r)E0,式中，B为地面辐射差额，S 为太阳直接辐射，D为散射辐射，（S+D）为太阳总辐射，(1-r)为地面对太阳短波辐射吸收率，（S+D)(1-a)为地面所吸收的太阳短波辐射。,