《直接辐射》PPT课件.ppt

（三）到达地面的太阳辐射,有两部分：直接辐射：太阳以平行光线的形式直 接投射到地面上。散射辐射：经过散射辐射后自天空投射到地面上。二者之和称为总辐射。,1、直接辐射：太阳高度（角）、大气透明度,（1）太阳高度角（h）：太阳光线与水平面间的 夹角；h不同，地表单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。,a，h越小，等量的太阳辐射散布的面 积就越大，地表单位面积上所获得的太阳辐射就越小。,B A,C,S,S,h,设AB单位面积上每分钟所受到的太阳辐射能为 I,垂直 I,则 IS=IS,而 S/S=AC/AB=sinh,所以 I=S/S I=I sinh 朗伯（白）特定律,I 一定，地面获得的辐射量大小I 与 h 有关。,b，h越小，太阳辐射穿过的大气层越厚,地球,O点的地平线,O,A,C,h2,h1,h1 h2,AO CO,太阳辐射被减弱也较多（吸收、反射、散射等），到达地面的直接辐射就较少。,一个大气质量：地面为标准气压（1013hpa）时，太阳光垂直投射到地面所经路程中，单位截面积的空气柱的质量。,h 不同，大气质量数不同；大气质量数随h减小而增大。P29 表 21,不同太阳高度角时的大气质量数,（2）大气透明度,用透明系数（p）表示指透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比。即当太阳位于天顶处，在大气上界太阳辐射通量为I0，而到达地面后为I，则：p=I/Io P 表明辐射通过大气后的削弱程度，如：p=0.7，表示削弱了30%P决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少；多，大气透明度差，P小，太阳辐射被减弱得多，到达地面的太阳辐射相应减少。,直接辐射有明显的年变化、日变化和随纬度的变化。主要由 h 决定：随纬度的变化：低纬地区一年四季 h 都很大，地表得到的直接辐射比中、高纬地区大得多。,日变化：日出、日落时，h最小，直接辐射最弱；中午，h最大，直接辐射最强。年变化：夏季最强，冬季最弱。,2、散射辐射：太阳高度角、大气透明度,天空散射辐射就是大气对空中的太阳直接辐射进行散射及反射而产生的。h 大，到达近地面的直接辐射增强，散射辐射也相应增强；h小，弱。（与直接辐射同向）大气透明度，不好，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；好，减弱。（与直接辐射反向）云：能强烈地增大散射辐射。P29图211日、年变化，也主要决定于h的变化，一日内正午前后最强，一年内夏季最强。,3、总辐射,变化规律，比太阳直接辐射和散射辐射要复杂些，它是二者变化规律的综合。但在晴朗的日子里，它的强弱主要由太阳直接辐射决定。,年变化与直接辐射基本一致，夏季最大，冬季最小。,日变化日出前：散射辐射日出后：h增大，直接辐射和散射辐射 逐渐增加，直接辐射增加快h=8o：直接辐射=散射辐射h=50o：散射辐射：1020%；直接辐射：8090%中午：直接辐射和散射辐射均达最大值中午后；二者按相反次序变化,云的影响可使这种规律受到破坏。,随纬度的分布,一般：纬度越低，总辐射越大；反之，小。P30表221、可能总辐射，随纬度降低而增加；低纬，h大，总辐射大，最大值在赤道。2、有效总辐射，小了很多，可见云层的影响很大。3、有效总辐射，一般随纬度降低而增加，但最大值不在赤道，而在20oN，因赤道附近云多，太阳辐射减弱得也多。,我国年辐射总量分布,最高地区在西藏，青海、新疆、黄河流域次之，长江流域与大部分华南地区反而少。因为：西藏海拔高度大（青藏高原，世界屋脊），太阳辐射穿过大气层到达高原表面所经路程短，空气稀薄，被削弱得少。西北、华北气候干燥，晴天多。长江流域与大部分华南地区，气候湿润，阴雨天多、云量多。,（四）地面对太阳辐射的反射,投射到地面的太阳辐射并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。反射率决定于地表性质和状态。陆面：1030%，深浅（P31表）湿干（P31表）粗糙平滑雪面：大，60%，4695%（P31表）水面：平静程度、h的大小；小于陆面反射率,可见，即使到达地面的总辐射的强度一样，地表性质不同，所真正得到的太阳辐射仍有很大差异，这也是地表温度分布不均匀的重要原因之一。,第二节 地面和大气的辐射,如上节所述，大气对太阳辐射直接吸收很少，而下垫面却能大量吸收太阳辐射（如陆面对太阳辐射的反射率约为10%30%，吸收率约为70%90%；水面吸收率更大。），并经转化供给大气。所以我们说下垫面是大气的直接热源。,一、地面、大气的辐射和地面有效辐射,地面可吸收太阳短波辐射，同时它不断向外放射长波辐射。大气对太阳短波辐射几乎是透明的，吸收很少，但对地面的长波辐射却能强烈吸收。大气也向外放射长波辐射。通过长波辐射，地面和大气之间，气层之间，交换热量，也将热量向宇宙空间散发。,（一）地面和大气辐射的表示,地面和大气不是绝对黑体 Eg=T4 Ea=T4 Eg地面的辐射能力，Ea大气的辐射能力，T地面和大气的温度，地面的相对辐射率/比辐射率，大气的相对辐射率/比辐射率与T、有关。,如地面温度为150C，为0.9，则：Eg-8x(15+273)4=346.7 W/m2地面平均温度约为300K m=C/T=2896/300=9.65 m 10m地面最强辐射能位于10m左右光谱范围内对流层大气的平均温度约为250K m=C/T=2896/250=11.6m它们的热辐射中95%以上的能量集中在3120 m的范围内（红外辐射）；其辐射能最大段波长在1015 m范围内，所以称长波辐射。,（二）地面和大气长波辐射的特点,1、大气对长波辐射的吸收：大气直接吸收太阳短波辐射很少，但对长波辐射吸收非常强烈。水汽、液态水、O3、CO2 具有选择性,上图，吸收谱大部分吸收率接近1（透射率接近0）812 m：吸收率最小（透射率最大）大气窗口/大气窗/大气之窗：地面辐射能力最强处，20%的地面辐射透过它射向宇宙空间 水汽、液态水、二氧化碳等的吸收,2、大气中长波辐射的特点,长波辐射在大气中的传输与太阳辐射有很大不同：（1）太阳辐射中的直接辐射是定向的平行辐射，地面和大气的长波辐射是漫射辐射。（2）传播：太阳辐射仅考虑大气对其的削弱，未考虑大气本身的辐射的影响。长波辐射既要大气对其的吸收，也要考虑大气本身的辐射。（3）长波辐射在大气中传播时，可不考虑散射作用,（三）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；它使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖作用。,若无大气层，地面平均温度为-230C，而实际为150C，即大气的存在使地面温度提高了380C，并减小了昼夜温差。月球表面无大气，昼夜温差大，白天太阳直射的地方，温度可达1270C，夜晚则降到-1830C。,2、地面有效辐射,Fo=Eg Ea 通常，TgTa，所以EgEa，Fo多为正值主要影响因子：Tg、Ta、空气湿度、云况、空气混浊度、海拔高度、地表面性质等：,地面T增高时，地面辐射增强，如其他条件（湿度、云等）不变，则有效辐射增大。空气T高时，逆辐射增强，如其他条件不变，则有效辐射减小。潮湿空气中的水汽和水汽凝结物放射长波辐射的能力较强，它们的存在加强了大气逆辐射，因而也使有效辐射减弱。,有云时（特别是有浓密的低云时），逆辐射更强，有效辐射减弱得更多，所以有云的夜晚通常比无云的夜晚温暖些。在寒冷季节，人造烟幕可防霜冻，就是减弱有效辐射，保温作用强的缘故。海拔高度大的地方有效辐射大；地面性质,日变化：中午最大、清晨最小年变化：夏季最大、冬季最小与气温变化相似,二、地面及地-气系统的辐射差额,物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额：辐射差额=收入辐射支出辐射若无其它方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温或降温：辐射差额0，物体升温 辐射差额0，物体降温 辐射差额=0，物体温度不变,（一）地面的辐射差额,Rg=(Q+q)(1-a)F0Rg单位水平面积、单位时间的辐射差额，(Q+q)到达地面的太阳总辐射，a地面对总辐射的反射率，F0地面的有效辐射当Rg0时，地面将有热量的积累当Rg0时，地面将有热量的亏损影响因子：总辐射、有效辐射、反射率,日变化：白天Rg0，夜间Rg0图213：辐射差额有正负；直接辐射、散射辐射、反射辐射三条曲线以正午12时对称，因为它们的影响因素为h；而地面辐射、有效辐射两条曲线不是以正午12时为极值，因为地表最高温度在13时。,图214：正负值出现时间,年变化：夏季Rg0，冬季Rg0图215：最大值分别为6、7月；最小值均为12月年振幅的变化：高纬低纬，陆地海洋绝大部分地区Rg的年平均值都是正值整个地球表面平均而言Rg是正值,（二）大气的辐射差额,Ra=qa+Fo FRa整个大气层的辐射差额，qa整个大气层所吸收的太阳辐射，Fo地面有效辐射，F大气上界的有效辐射整个大气层的辐射差额一般为负值，大气要维持热平衡，要靠地面以其它方式（对流及潜热释放等）输送一部分热量给大气。,（三）地-气系统的辐射差额,Rs=(Q+q)(1-a)+qa F就个别地区而言，Rs可为正，也可为负；就整个地-气系统而言，Rs的多年平均为0。图217上半部：二者相交于35o（南、北纬）,35oN35oS为正值，35oN以北、35oS以南为负值。而多年观测事实表明，高纬和低纬地区的温度变化很微小，说明必定有热量自低纬地区向高纬地区输送。这种输送主要靠大气环流和洋流来完成。,第三节 大气的增温和冷却,一、海陆的增温和冷却的差异,大气的热能主要来自下垫面。下垫面性质不同，对大气增温和冷却的影响有很大差异，其中海陆差异最大。地球上海洋面积占70.8%，陆地面积占29.2%。海陆表面的热力差异在气象学和气候学中具有重要的意义。,1、反射率不同：陆水，10%20%2、透射性能与导热方式不同：陆面不透明，水紫外线、波长较短的可见光，相 当透明 陆面固体，传导，水流体，波浪、洋流、对流等 因此：陆薄，急剧增温；海厚，水温不易升高,3、蒸发情况不同4、比热不同：陆水 等量的热量(1)使一定质量的水温度变化1oC 则使同质量的岩石温度变化5oC(2)使一定体积的水温度变化1oC 则使同体积的岩石温度变化2oC,由于上述种种差异，海陆增温冷却的特点互不相同：陆面温度变化快，变化幅度大；海洋温度变化慢，变化幅度小。如：北半球最高气温，陆地7月，大洋8月；最低气温，陆地1月，大洋2月这些特点转而影响各自的气候，使之具有很大的差别。,二、空气的增温和冷却,空气的冷热程度只是一种现象，它实质上反映了空气中内能的大小。空气获得热量，其内能增加，气温升高；空气失去热量，其内能减少，气温降低。,空气内能变化有两种情况：1、由于空气与外界有热量交换而引起的非绝 热变化2、作升降运动的气块在升降运动过程中，同周围大气间没有热量交换，由于外界压力的变 化使空气膨胀或压缩引起气块体积变化，进而影响内能增减绝热变化,（一）气温的非绝热变化,大气吸收太阳辐射很少，主要的直接热源是下垫面。白天，在太阳照射下，地面温度比空气温度高得多，热量自地面向空气输送，空气增温。夜间，地面辐射冷却，地面温度比空气温度低，空气向地面输送热量，同时也向上输送热量给较冷的空气层。因此，低层大气的增热和冷却主要受下垫面的影响。这种影响是通过下垫面与空气的热量交换进行的。地面和空气之间、空气和空气之间的热量传递和热量交换的主要方式有以下几种：,1、传导：很少，贴地气层（大）2、辐射：重要3、对流：对流层4、湍流/乱流：摩擦层5、蒸发（升华）和凝结（凝华）：对流层 下半层 蒸发吸热，凝结放出潜热,常共同起作用下垫面与空气间：长波辐射（海面上，通过蒸发和凝结也可传递较多的热量）气层（气团）之间：对流和湍流（其能力比辐射大125倍）；蒸发和凝结,（二）气温的绝热变化,1、气块的概念和基本假定（补充）为研究方便，在大气中任取一个体积微小的气块，称为空气微团，简称气块。除在地表面一厘米以内以及湍流层顶（离地面约90千米高处）以上的层次外，实际大气中所有的垂直混合都是由气块的交换造成的。,由于气块的体积微小，因此在任一时刻，气块内部的状态参量都是均匀分布的，即气块在任一时刻都处于平衡态，所以气体的状态方程和热力学第一定律表达式对气块都是适用的。,为了研究方便，对于作升降运动的气块作如下假定：,A、气块与外界始终不发生热量交换，必然也不发生质量交换，即升降过程中其温度作绝热变化。称为绝热条件。B、在任一时刻，气块本身的压强与同一高度环境空气的压强相等。称为准静态条件。C、整个环境空气（气层）是静止的。称为静力平衡条件。,虽然这三个假定并不完全符合大气的实际情况，但它们是简单的理想化的模式，利用这个模式来近似地替代，对于研究作升降运动的气块状态变化规律是有帮助的。,2、绝热过程：,在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程。在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化可看作绝热过程。当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称干绝热过程。,干绝热过程是一种可逆的绝热过程。当气块作绝热上升运动时，因周围气压随高度增加而不断降低，气块体积要不断膨胀，与周围大气压力相平衡。气块体积膨胀时要克服外界压力而作功，气块作功所消耗的能量取自气块内能，从而使气块温度降低，这种现象称为绝热冷却。,反之，气块作绝热下沉运动时，由于周围气压不断增大，压缩气块而作功，使气块体积减小，内能增加，温度上升，这种现象称之为绝热增温。气块上升伴随着降温，下降时又伴随着增温，这是气块在垂直运动中的一个重要特性。,要求出在绝热过程中气温的变化，必须应用热力学第一定律。气象学中热力学第一定律的常用形式：dQ=CpdT-RT dP/PdQ 单位质量空气由于热传导、辐射引起的热量变化；Cp空气的定压比热；R比气体常数。当系统是绝热变化时，dQ=0，上式可写为：,CpdT-RT dP/P=0或 CpdT=RT dP/P在绝热条件下，当空气质点上升时，压力减少，dP0，这时CpdT0，因而温度要降低；当空气质点下沉时，压力增加，dP0，这时CpdT0，因而温度要升高。对上式在（P0，P）及（T0，T）范围内积分，得到：,3、泊松方程（干绝热方程）,T/T0=(P/P0)0.286(P0、T0)表示空气块的初始状态，(P、T)表示空气块最终的状态。此方程表示了初态和终态之间的内在联系，即绝热变化时温度随气压变化的具体规律。,说明在干绝热过程中，温度变化的直接原因是气压的改变。气压升高时，会导致气块绝热增温；气压降低时，气块则绝热冷却。因为在干绝热过程中，气压下降时，气块向外膨胀，由于一部分内能用于反抗外界压力而作功，因而它的温度逐渐下降。相反，气压升高时，气块被压缩，外界对气块作功，这部分功转化为气块的内能，因而气块的温度逐渐升高。,如：P(hpa)：1050 1000 800 400 T(K)：276.7 273 256.1 210,4、干绝热直减率,一团干空气或未饱和的湿空气块绝热上升时，单位距离的温度降低值。用d表示。d=（dTi/dZ)d理论上计算出d 1.0oC/100m，即在干绝热过程中，气块每上升100m，温度降低约1oC；气块每下降100m，温度升高约1oC。若气块起始温度为To，干绝热上升Z高度后，其温度为：T=To-d Z,20oC,21oC,100m,干空气升降时的绝热变化,d与（气温直减率）的含义完全不同,1、d 是气块本身的降温率；是周围大气温度随高度的分布。2、d近似常数，；可有不同数值，不是一个常数，0.65oC/100m只是平均值，它可大于、小于或等于d，并随高度而变化。,5、湿绝热直减率,补充：饱和湿空气在与周围没有热量交换而始终保持着饱和时所发生的过程，称湿绝热过程。为了研究方便，认为饱和湿空气块在绝热上升过程中可能出现以下极端情况：,认为气块绝热上升时所产生的凝结物全部留在气块内，随气块一起上升，当气块从上升运动转为下降时，绝热增温又会引起水滴的蒸发，以维持气块呈饱和状态。由于气块绝热上升过程中水汽凝结所得到的潜热与气块绝热下降过程中水滴蒸发所失去的潜热相等，过程是可逆的，称为可逆湿绝热过程。这种极端情况相当于只有云而无降水的情况。,饱和湿空气块绝热上升时，单位距离的温度降低值。以m表示。m=（dTi/dZ)m设1克饱和湿空气中含有水汽qs克，绝热上升，凝结了dqs克水汽，所释放出的潜热为：dQ=L dqs 应用热力学第一定律，得到湿绝热方程（238）式。此式说明，饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的：一种是由气压变化引起，另一种是由水汽凝结时释放潜热引起。,由此推导得：m=d+L/Cp dqs/dZ L水汽的凝结潜热；Cp空气的定压比热；dqs 水汽的凝结量；dZ高度的变化量。,饱和湿空气绝热上升时，一方面，同干空气和未饱和湿空气一样，因膨胀作功消耗内能而降温；另一方面，又因绝热冷却作用，使气块中部分水汽凝结放出潜热，使温度降低值变小，所以m d。,m=d+L/Cp dqs/dZ上升，dZ 0，凝结，dqs 0 则 dqs/dZ 0所以m d,m是一个变量(是P、T的函数）,它随气温的降低而增大因为温度高，E大，空气中水汽含量大，绝热上升时凝结的水汽量就多，所释放的潜热就多，气温下降得少一些。如：2019，1m3饱和空气有1g水汽凝结；0-1，1m3饱和空气只有0.33g水汽凝结。表24,m是一个变量(是P、T的函数）,它随气压的降低而减小因为气压降低，密度减小，体积热容量（物体升高1所需的热量）减小。由相等的潜热供给空气时，气压较低的空气由于潜热而增高温度必然比气压较高的空气为多。表24,由表24可看出，对m影响最大的是温度。如1000hpa，当温度从20改变到 20时，m值增大约一倍；而当温度为20时，气压从1000hpa改变到700hpa，m值只减小0.06/100m。因此，当饱和湿空气上升时，温度愈来愈低，水汽凝结量很小，m逐渐增大而接近于d。,O,T,H,湿绝热线,干绝热线,干绝热线和湿绝热线,1、d近于常数（约为1oC/100m）故 干绝热线呈一直线。,2、m d，所以干绝热线在左，湿 绝热线在右。同一高度上，TmTd。,Tm,Td,3、湿绝热线下部：下陡上缓；上部：与干绝热线平行。下面温度高，m小，上面温度低，m大。到高层水汽凝结愈来愈多，而空气 中水汽的含量愈来愈少，接近 干空气，m与 d相近。,（温度对数压力图）,未饱和空气在绝热上升初期，温度按干绝热直减率（d）下降；到某一高度后，因冷却而成为饱和空气，再继续上升，其温度按湿绝热直减率（m）下降。,饱和湿空气下降时，其温度变化有两种情况：若饱和湿空气中含有水滴或冰晶，在它下降过程中，由于水滴的蒸发和冰晶的升华要消耗一部分热量，因而增温率小于 d。若饱和湿空气中没有水滴或冰晶，在它下降过程中，由于绝热增温，空气由饱和状态变为不饱和状态，其温度要按干绝热直减率（d）增温。,6、位温（位置温度）,把空气块按干绝热过程移到1000hpa处所具有的温度，称为位温，以表示。=T(1000/P)0.286,位温高的气团代表较暖的气团，位温低的气团代表较冷的气团。位温相同的气团表示它们的热力性质相同或就是同一气团。显然，气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的。这是位温的一个重要性质保守性。,7、假相当位温,位温只有在干绝热过程中才具有保守性。在湿绝热过程中，有水汽的凝结或蒸发，因而引出潜热的释放或消耗，导致了位温的变化。所以湿绝热过程就不能用位温来作比较了，需另找判据。为了了解潜热对气块的作用，假设另一种极端情况前述2）：,气块上升时，水汽一经凝结，其凝结物便脱离原气块而降落，却把凝结时释放的潜热留在气块中来加热气块。这样，当气块从上升运动转为下沉运动时，绝热增温将使气块呈不饱和状态。由于气块上升过程是湿绝热过程，而下沉时却是干绝热过程，因此，当气块下降到原来起始高度时，温度将比原来的高。,所以这种过程是不可逆的，而且由于凝结物脱离了气块，说明气块与外界已有了热量交换，也不是严格绝热的，因此认为气块经历了一个假绝热过程。这种状况相当于全是降水而没有云的情况。,实际大气中所发生的湿绝热过程，介于可逆湿绝热过程和假绝热过程之间，即部分凝结物脱离原气块，部分凝结物留在原气块内随气块上升，这相当于既存在云，同时也有降水的情况。,假绝热过程中，当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到某一极限数值，这个数值就称为假相当位温，用se表示。se=+Lq/Cp，L水汽的凝结潜热，常数；q气块在1000hpa处，1g湿空气所含水汽量；Cp空气的定压比热，常数。,在相同的气压条件下，温度和湿度越高，se值越大。只要气块中所含的水汽一定，则它在假绝热过程中所释放的潜热也一定，所以在se在假绝热过程中是保守的。,lnP,T,1000hpa,B A,由公式可知：se是气压、温度和湿度的函数。,se的确定,设一气块在A点是未饱和的，绝热上升至B点，AB是干绝热线，是直线。,B为凝结高度，达饱和。再按湿绝热线（曲线）上升。,当水汽全部凝结后，成为干空气，沿干绝热线下沉到1000hpa，此时温度为se,se,从图中看出，se是P、T、湿度都包含在一起的综合特征量。,se对于干绝热过程、可逆湿绝热过程、假绝热过程 都具有保守性。,一般求假相当位温值，并不要求气块真正地经历上述假绝热过程，而是设想它经历了上述过程，然后求其值。也可以从温度对数压力图中查得。由于假相当位温值在干、湿绝热过程中都具有保守性，其用途比位温更广泛，在天气学中常用它们分析气团、锋以及气层的稳定度。,复习思考题9、据地面辐射差额的定义列出其公式，并说明各符号的含义。10、为什么冬季有云的夜间显得不太冷？作业题：7、名词解释：太阳常数、大气窗口、大气逆辐射、地面有效辐射8、海陆增温和冷却过程有何差异？它导致什么重要结果？9、何谓非绝热变化、绝热过程、干绝热过程？,