天文气候与物理气候简介课件.ppt

1、 现代气候学原理现代气候学原理 2.1 天文辐射与日地关系；天文辐射与日地关系；2.2 太阳辐射在大气中的传输；太阳辐射在大气中的传输；2.3 辐射物理气候特征。辐射物理气候特征。n 影响太阳辐射的天文因子影响太阳辐射的天文因子n 大气上界的天文辐射大气上界的天文辐射2.1 天文辐射与日地关系天文辐射与日地关系 太阳和太阳活动太阳和太阳活动 太阳常数和太阳辐射谱太阳常数和太阳辐射谱 地球轨道的变化和太阳辐射地球轨道的变化和太阳辐射 n 影响太阳辐射的天文因子影响太阳辐射的天文因子l 太阳和太阳活动太阳和太阳活动太阳大气太阳大气-太阳表面及向外延伸几个太阳半径范围的大气层.光球层、色球层、日冕。

2、光球层、色球层、日冕。太阳活动太阳活动 太阳大气层里一切活动现象的总称。主太阳大气层里一切活动现象的总称。主要有太阳黑子、光斑、谱斑、耀斑、日珥和要有太阳黑子、光斑、谱斑、耀斑、日珥和日冕瞬变事件等。日冕瞬变事件等。由太阳大气中的电磁过程引起。时烈时由太阳大气中的电磁过程引起。时烈时弱。处于活动剧烈期的太阳弱。处于活动剧烈期的太阳(称为称为“扰动太扰动太阳阳”)辐射出大量紫外线、辐射出大量紫外线、x射线、粒子流和射线、粒子流和强射电波，因而往往引起地球上极光、磁暴强射电波，因而往往引起地球上极光、磁暴和电离层扰动等现象。和电离层扰动等现象。太阳活动的现象包括：太阳黑子、光斑、太阳活动的现象包括

3、：太阳黑子、光斑、谱斑、耀斑、太阳风等的变化。对地球大气谱斑、耀斑、太阳风等的变化。对地球大气 产生影响。产生影响。太阳黑子循环和气候效应之间存在关联：太阳黑子循环和气候效应之间存在关联：太阳耀斑能增强太阳风，太阳耀斑能增强太阳风，伴随着每一次伴随着每一次太阳耀斑的过程，与地球磁场相互作用，太阳耀斑的过程，与地球磁场相互作用，增强了增强了6565kmkm处电离层的最低层的电离作用处电离层的最低层的电离作用（对人类的影响很大。造成短波通讯中断）。增强的太阳风扰乱地球磁场。增强的太阳风扰乱地球磁场。这期间增这期间增强的磁流和离子流能够加热和扩大上层大强的磁流和离子流能够加热和扩大上层大气。能够在几

4、天内破坏地球上气。能够在几天内破坏地球上20%20%臭氧。臭氧。太阳黑子太阳黑子 在太阳黑子活动高峰期，全球范围的在太阳黑子活动高峰期，全球范围的雷雨和闪电活动频繁。在太阳黑子较多是雷雨和闪电活动频繁。在太阳黑子较多是以及耀斑期间，紫外线的辐射量增加。以及耀斑期间，紫外线的辐射量增加。最近研究表明：在上层大气中，紫外最近研究表明：在上层大气中，紫外辐射与温度可能有一个不成比例的效应。辐射与温度可能有一个不成比例的效应。在过去在过去50005000年间，太阳黑子活动较弱年间，太阳黑子活动较弱或没有的时期与历史记录中的冷期相对应：或没有的时期与历史记录中的冷期相对应：奥特极小期（奥特极小期（101

5、0-10501010-1050），沃尔夫极小），沃尔夫极小期（期（1280-13401280-1340），斯伯瑞尔极小期），斯伯瑞尔极小期（1420-15301420-1530）和蒙德极小期（）和蒙德极小期（1645-1645-17151715）。）。太阳黑子和太阳耀斑：太阳黑子和太阳耀斑：“黑尔循环黑尔循环”周期性11年22年80-100年 太陽黑子数在19世紀之前随時間的变化13世纪开始三个低值期恰好发生在小冰河期 从理论上从理论上，科，科学学家家无无法理解太法理解太阳阳黑子如何黑子如何影影响气响气候候？n太太阳阳黑子活黑子活跃期跃期，太，太阳辐射增强阳辐射增强的部分都的部分都属于属于极极

6、短的波段短的波段(如紫外如紫外线线、X X及及射射线线)，因此所因此所增增加的能量不多加的能量不多。n这些辐射已进入大气时这些辐射已进入大气时，立即，立即为为高高层层大大气气的气体的气体吸收，因此吸收，因此对对地表地表气候影响气候影响甚甚小小。n目前也目前也无无任何理任何理论论可以解可以解释高层大气温释高层大气温度度的的变化会影响到变化会影响到到地表附近的到地表附近的气气候候。n 影响太阳辐射的天文因子影响太阳辐射的天文因子l太阳常数和太阳辐射谱太阳常数和太阳辐射谱天文太阳辐射量天文太阳辐射量:到达地球大气上界的太阳辐射能量。到达地球大气上界的太阳辐射能量。太阳常数太阳常数:在地球位于日地平均

7、距离处时，地球在地球位于日地平均距离处时，地球大气上界垂直于太阳光线的单位面积在大气上界垂直于太阳光线的单位面积在单位时间内所受到的太阳辐射的全谱总单位时间内所受到的太阳辐射的全谱总能量。能量。1375.1-1369.0wm 1375.1-1369.0wm-2-2 太阳辐射谱太阳辐射谱:地球大气上界的太阳辐射光谱的地球大气上界的太阳辐射光谱的99以上在波长以上在波长 0.154.0微米之间。大约微米之间。大约50的太阳辐射能量在可见的太阳辐射能量在可见光谱（波长光谱（波长0.40.76微米），微米），7在紫外光谱区（波长在紫外光谱区（波长0.76微米），微米），最大能量在波长最大能量在波长 0

8、.475微米处。微米处。地球轨道的变化和太阳辐射地球轨道的变化和太阳辐射 三种主要的长期变化：岁差三种主要的长期变化：岁差、偏心率偏心率、黄赤交角、黄赤交角，其变其变化调节地面上任意一点的季节对比性。化调节地面上任意一点的季节对比性。米兰科维奇理论：米兰科维奇理论：n 影响太阳辐射的天文因子影响太阳辐射的天文因子 地球轨道参数：地球的倾角，轨道偏心率，一直在变化；地球轨道参数：地球的倾角，轨道偏心率，一直在变化；这些参数的变化对百年尺度的气候变化不重要，但却能这些参数的变化对百年尺度的气候变化不重要，但却能控制冰期出现的时间。控制冰期出现的时间。偏心率偏心率(Eccentricity)n目前目

9、前为为 0.0180.018 过过去五百去五百万万年之中年之中变变化的化的范围范围 0.000483-0.0607910.000483-0.060791 周周期期约为约为100,000100,000年年-偏心率影响近日和远日时偏心率影响近日和远日时，太阳入太阳入射地球辐射量差异的变化。射地球辐射量差异的变化。-偏心率越大，辐射量差异越大偏心率越大，辐射量差异越大-反之亦然反之亦然-但是，但是，变化相当小变化相当小 比如，比如，上述偏心率的变化，造成的上述偏心率的变化，造成的变化为变化为0.014%0.014%到到 -0.12%-0.12%。黄赤交角黄赤交角（n黃赤交角黃赤交角(Obliquit

10、y)-(Obliquity)-地地球自球自转轴与转轴与黃道面法黃道面法线线之之间间夾角。夾角。目前目前23.523.5度度,介介于于2222度與度與24.524.5度之間度之間，变动周期，变动周期 40,00040,000年年。n黄赤交角黄赤交角的的变动变动，不，不会影响会影响地球拦截太阳辐射的总量。地球拦截太阳辐射的总量。n如果角度如果角度较大较大，则则一年中一年中太太阳直射可达的纬度较高。阳直射可达的纬度较高。夏季太阳辐射量较大，夏季太阳辐射量较大，冬季较小。冬季较小。季节变化因此变大，四季节变化因此变大，四季更明显。季更明显。相反，相反，如果角度較小，則季如果角度較小，則季节节变化变化較

11、小，四季較不明較小，四季較不明显。显。倾角增加，极区的辐射在夏季增加，冬季减少夏季高纬度地区接受的太阳辐射量较大，夏季低纬度地区接受的太阳辐射较小；夏季高纬度地区接受的太阳辐射量较大，夏季低纬度地区接受的太阳辐射较小；冬季高纬度地区接受的太阳辐射量较小，冬季低纬度地区接受的太阳辐射较大；冬季高纬度地区接受的太阳辐射量较小，冬季低纬度地区接受的太阳辐射较大；岁差（）n地球自地球自转轴转轴路路经经宛若宛若一一圆锥体圆锥体，绕绕完一完一圈圈约约22,00022,000年年n目前地球目前地球经过经过近日近日点点为为一月，一月，经过远经过远日日点点为为七月七月n约约11,00011,000年之年之后后，

12、地，地球球经过经过近日近日点为点为七月，七月，经过远日点为经过远日点为一月一月n那時那時的七月，太陽直的七月，太陽直射北半球射北半球n 米兰科维奇理论米兰科维奇理论l核心问题核心问题l气候变化轨道驱动的若干重要证据气候变化轨道驱动的若干重要证据 l主要问题与讨论主要问题与讨论(作业作业:查文献查文献)米蘭科維奇米蘭科維奇(MilankovitchMilankovitch)米蘭科維奇米蘭科維奇(Milankovitch)(Milankovitch)核心问题核心问题n日日-地地关系的变化关系的变化造成冰期造成冰期与间与间冰期交冰期交替出替出現主因現主因n冰期形成主要原因冰期形成主要原因夏季（不是冬

13、季）的太夏季（不是冬季）的太阳辐射阳辐射量量变弱变弱，不足以溶化不足以溶化地地上一冬季留下的冰雪上一冬季留下的冰雪冰雪覆冰雪覆该区域该区域逐年往低逐年往低纬度区扩展纬度区扩展较广较广的冰雪覆的冰雪覆盖区盖区反射較多的太反射較多的太阳辐阳辐射，地表吸收的太射，地表吸收的太阳辐阳辐射射变变少少因此冰雪溶化量更形因此冰雪溶化量更形成成減少減少n冰冰-反照率反照率机制产机制产生的正生的正反馈反馈，使得冰，使得冰雪覆雪覆盖区盖区逐年逐年扩扩大大 n理论的核心是单一敏感区的触发驱动机理论的核心是单一敏感区的触发驱动机制制,即北半球高纬气候变化信号被放大、即北半球高纬气候变化信号被放大、传输进而影响全球传输

14、进而影响全球）-米兰科维奇的回答是米兰科维奇的回答是,当地轴倾斜度减小当地轴倾斜度减小,北北半球夏季地球处在远日半球夏季地球处在远日点时有利于冰期气候的点时有利于冰期气候的出现出现;-这样的轨道要素配置这样的轨道要素配置将导致北半球高纬区夏将导致北半球高纬区夏季太阳辐射量的减小。季太阳辐射量的减小。因此因此,米氏理论可以概米氏理论可以概括为括为:65:65N N附近夏季附近夏季太阳辐射变化是驱动第太阳辐射变化是驱动第四纪冰期旋回的主因。四纪冰期旋回的主因。适适合冰期合冰期发展发展较较小的黃赤交角及小的黃赤交角及位位于远日点于远日点的夏季的夏季 适适合合间间冰期冰期发展发展较较大的黃赤交角及位大

15、的黃赤交角及位于于近近日日点点的夏季的夏季地球轨道怎样的配置才有利地球轨道怎样的配置才有利冰期气候的出现冰期气候的出现?气候变化轨道驱动的若干重要证据气候变化轨道驱动的若干重要证据n研究古气候变化的地质资料的获得深海岩芯、珊瑚礁、研究古气候变化的地质资料的获得深海岩芯、珊瑚礁、花粉、树木年轮、冰芯等氧同位素记录提供一个花粉、树木年轮、冰芯等氧同位素记录提供一个2.32.3万万年和年和1010万年周期万年周期,与岁差周期和轨道偏心率周期接近；与岁差周期和轨道偏心率周期接近；n跨度为跨度为4545万年的深海岩芯记录万年的深海岩芯记录,发现了发现了2.32.3万年、万年、4.24.2万万年和年和10

16、10万年周期的气候变化；并认为在过去的万年周期的气候变化；并认为在过去的3535万年里万年里，这些周期一般来说都与适当的轨道周期步调一致。，这些周期一般来说都与适当的轨道周期步调一致。n至此，越来越多的证据支持米氏理论，地球轨道变化影至此，越来越多的证据支持米氏理论，地球轨道变化影响气候的观点开始被接受。响气候的观点开始被接受。地球轨道参数变化的振幅：地球轨道参数变化的振幅：单一参数变化振幅、综合变化的振幅单一参数变化振幅、综合变化的振幅地球轨道参数变化和氧同位素含量变化的相位的一致性地球轨道参数变化和氧同位素含量变化的相位的一致性当时基于的观察事实当时基于的观察事实 1)1)冰期旋回过中冰期

17、旋回过中,北半球高纬度大陆冰盖北半球高纬度大陆冰盖的变动幅度远大于南极冰盖；的变动幅度远大于南极冰盖；2)2)大陆冰盖是沿中心向四周扩张的；大陆冰盖是沿中心向四周扩张的；3)3)南北两半球冰盖变化有同时性；南北两半球冰盖变化有同时性；4)4)全新世开始时间不超过全新世开始时间不超过15000aB1P15000aB1P。(尽管当时还没有绝对定年技术尽管当时还没有绝对定年技术)n到目前为止，大部分学者承认第四纪冰期旋回到目前为止，大部分学者承认第四纪冰期旋回由天文因素引起的地球轨道变化所驱动。由天文因素引起的地球轨道变化所驱动。n争议之处在：于太阳辐射总量基本不变的情况争议之处在：于太阳辐射总量基

18、本不变的情况下，太阳辐射的纬度配置和季节配置变化通过下，太阳辐射的纬度配置和季节配置变化通过什么机制驱动如此大幅度的全球气候变化。什么机制驱动如此大幅度的全球气候变化。n长期以来长期以来,古气候学家在解释古气候记录时古气候学家在解释古气候记录时,往往从第四纪冰期旋回动力机制的米氏理论：往往从第四纪冰期旋回动力机制的米氏理论：触发机制、放大机制、传输机制和全球耦合机触发机制、放大机制、传输机制和全球耦合机制这制这4 4个部分这个框架出发。因此个部分这个框架出发。因此,米氏理论事米氏理论事实上为古气候学家提供了一种研究范式。实上为古气候学家提供了一种研究范式。作业作业:查文献查文献主要问题与讨论主

19、要问题与讨论n北半球高纬夏季太阳辐射变化到底在冰期旋回过程中北半球高纬夏季太阳辐射变化到底在冰期旋回过程中起到了多大的作用起到了多大的作用?米氏理论的单一触发机制,已难以全面解释全球晚第四纪气候变化（低纬度、南半球的一些地质证据）。n气候信号的放大机制气候信号的放大机制 冰盖扩张(包括海冰)和大气温室气体浓度下降肯定是冰期气候形成的最为重要的放大机制,此外,海平面下降引起的陆地暴露以及植被覆盖面积和植被类型的变化等陆面过程亦应扮演了重要角色。n即传输机制即传输机制 北大西洋深层流变化，被视为将北半球高纬信号传输到南半球高纬区最为重要的机制；新的理论假说正在被提出。一派为“热带驱动说”。另一派假

20、说主要为冰消期设计,它从冰消期时南极增温和大气CO2浓度增高超前于北极冰盖融化这个观察事实出发。天文辐射：到达大气上界的太阳辐射随天文辐射：到达大气上界的太阳辐射随时间和空间的分布，完全由太阳和地球时间和空间的分布，完全由太阳和地球间的天文位置决定的，不考虑大气影响间的天文位置决定的，不考虑大气影响的太阳辐射。的太阳辐射。.日地距离日地距离 .太阳赤纬太阳赤纬 .时角时角 .太阳高度和太阳方位太阳高度和太阳方位 .日出、日末时间和昼长日出、日末时间和昼长 .天顶角和大气光学质量天顶角和大气光学质量n 大气上界的天文辐射大气上界的天文辐射n太阳辐射在大气上界的分布是由地球的天文位置决定的，称此为

21、天文辐射太阳辐射强度：在太阳辐射强度：在大气上界，任一单位水平面积上，在单位时间大气上界，任一单位水平面积上，在单位时间内获得的太阳辐射能通量。内获得的太阳辐射能通量。n太阳辐射总量太阳辐射总量 对时间求积分可推算：小时对时间求积分可推算：小时 日日 月月 季节季节 年的太年的太阳辐射总量。阳辐射总量。ddI)coscoscossin(sin2oIn 大气上界的天文辐射大气上界的天文辐射dIddI)coscoscossin(sin)coscoscossin(sin2oI北半球季、年辐射总量随纬度的分布北半球季、年辐射总量随纬度的分布纬度纬度 同一纬度地带，日、季、同一纬度地带，日、季、年辐射量

22、分布到处都相同，年辐射量分布到处都相同，这表明天文辐射具有纬向带这表明天文辐射具有纬向带状分布的特点。状分布的特点。这就是气温呈纬向分布的这就是气温呈纬向分布的基本原因。基本原因。北半球各纬度日辐射总量的年分布北半球各纬度日辐射总量的年分布n天文辐射的纬向分布特点，天文辐射的纬向分布特点，使地球上出现相应的纬向使地球上出现相应的纬向气候带，如赤道带、热带、气候带，如赤道带、热带、副热带、温带、寒带等，副热带、温带、寒带等，都称为天文气候带。都称为天文气候带。n这是理想的气候带，而实这是理想的气候带，而实际气候远为复杂，但这已际气候远为复杂，但这已形成全球气候的基本轮廓。形成全球气候的基本轮廓。

23、2.2 太阳辐射在大气中的传输太阳辐射在大气中的传输n 太阳辐射光谱变化：太阳辐射光谱变化：到达大气上界的太阳辐射穿过大气时，到达大气上界的太阳辐射穿过大气时，由于大气分子、水汽和灰尘等由于大气分子、水汽和灰尘等吸收、散射和反吸收、散射和反射作用射作用，地表接受的太阳辐射数量和光谱成份，地表接受的太阳辐射数量和光谱成份发生的变化。发生的变化。天文辐射穿过大气到达地面后强度减弱和颜天文辐射穿过大气到达地面后强度减弱和颜色变化。色变化。图图 表明太阳辐射光谱穿过大气时受到减弱的情况：表明太阳辐射光谱穿过大气时受到减弱的情况：曲线曲线1 1是是大气上界太阳辐射光谱；大气上界太阳辐射光谱；曲线曲线2

24、2是臭氧层下的太阳辐射光谱；是臭氧层下的太阳辐射光谱；曲线曲线3 3是同时考虑到分子散射作用的光谱；是同时考虑到分子散射作用的光谱；曲线曲线4 4是进一步考是进一步考虑到粗粒散射作用后的光谱；虑到粗粒散射作用后的光谱；曲线曲线5 5是将水汽吸收作用也考虑是将水汽吸收作用也考虑在内的光谱，它也可近似地看成是地面所观测到的太阳辐射在内的光谱，它也可近似地看成是地面所观测到的太阳辐射光谱。光谱。对比曲线对比曲线1 1和和5 5可以看出太阳辐射光谱穿过大气后的主可以看出太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：要变化有：总辐射能有明显地减弱；总辐射能有明显地减弱；辐射能随波长的分辐射能随波长的分布变得极不规

25、则；布变得极不规则；波长短的辐射能减弱得更为显著。波长短的辐射能减弱得更为显著。n 大气对太阳辐射吸收大气对太阳辐射吸收 .太阳辐射经过整层大气时，太阳辐射经过整层大气时，0.29m0.29m以下以下的紫外线几乎全部被吸收，在可见光区大气吸的紫外线几乎全部被吸收，在可见光区大气吸收很少。在红外区有很强的吸收带。收很少。在红外区有很强的吸收带。.大气中吸收太阳辐射的物质主要有氧、臭大气中吸收太阳辐射的物质主要有氧、臭氧、水汽和液态水，其次有二氧化碳、甲烷、氧、水汽和液态水，其次有二氧化碳、甲烷、一氧化二氮和尘埃等。一氧化二氮和尘埃等。.云层能强烈吸收和散射太阳辐射，同时还云层能强烈吸收和散射太阳

26、辐射，同时还强烈吸收地面反射的太阳辐射（云的平均反射强烈吸收地面反射的太阳辐射（云的平均反射率为率为0.500.500.550.55）。）。二氧化碳二氧化碳:对太阳辐射的吸收总的说来是比较对太阳辐射的吸收总的说来是比较弱的，仅对红外区弱的，仅对红外区4.3m4.3m附近的辐射吸收较强，附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个太阳辐射的影响不大。太阳辐射的影响不大。大气对长波吸收：主要发生红外光谱区。大气对长波吸收：主要发生红外光谱区。大气对长波吸收：大气对长波吸收：8-12um8-12um吸收率最小（大气窗）吸收率最小（大气窗）n

27、 大气对太阳辐射收散射过程：大气对太阳辐射收散射过程：散射通过气体分子和粒子在大气中影散射通过气体分子和粒子在大气中影响短波辐射，散射的程度取决于响短波辐射，散射的程度取决于分子大分子大小和辐射的波长；小和辐射的波长；如果太阳辐射遇到空气分子直径比波长小，如果太阳辐射遇到空气分子直径比波长小，辐射的波长越短，散射的越强。对于一定大小辐射的波长越短，散射的越强。对于一定大小的分子来说，的分子来说，散射能力与波长的散射能力与波长的4 4次方成反比，次方成反比，但具有选择性，但具有选择性，称为称为分子散射分子散射。散射只改变辐射的方向，而不能把辐散射只改变辐射的方向，而不能把辐射能转变为热能；射能转

28、变为热能；n 大气对太阳辐射大气对太阳辐射反射过程反射过程 未被地球未被地球-大气系统吸收或散射的大气系统吸收或散射的短波辐射，在遇到分子，颗粒和物体短波辐射，在遇到分子，颗粒和物体后，无阻挡地直接返回太空。反射在后，无阻挡地直接返回太空。反射在大气和地表面均能发生。大气和地表面均能发生。反射对波长没有选择性，云的反射作用反射对波长没有选择性，云的反射作用最为显著，反射能力和云状和云厚度有关最为显著，反射能力和云状和云厚度有关。影响地球大气中辐射传输的影响地球大气中辐射传输的三个过三个过程中，其中反射是最重要的，程中，其中反射是最重要的，尤其是尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显，云层对太阳辐射

29、的反射最为明显，散射散射次之，吸收作用相对最小。次之，吸收作用相对最小。全球平均而言，太阳辐射约有全球平均而言，太阳辐射约有30%30%被被反射、散射回宇宙（行星反照率），反射、散射回宇宙（行星反照率），20%20%被大气和云层被大气和云层直接吸收直接吸收，50%50%到达地面到达地面。l 两个原因：两个原因：一是大气中各种分子和原子吸收辐射，使辐射一是大气中各种分子和原子吸收辐射，使辐射能转变为其他形式的能量；能转变为其他形式的能量；二是大气中的气体分子、尘埃和水滴等质点二是大气中的气体分子、尘埃和水滴等质点将来自某方向的辐射散射到四面八方，从而减将来自某方向的辐射散射到四面八方，从而减弱了

30、天体辐射的强度。弱了天体辐射的强度。l 大气消光与大气的成分、辐射的波长和辐射大气消光与大气的成分、辐射的波长和辐射穿过大气的厚度有关。通常蓝光所受的消光作穿过大气的厚度有关。通常蓝光所受的消光作用比红光严重，辐射穿过大气层的厚度增加，用比红光严重，辐射穿过大气层的厚度增加，消光作用也加剧。因此，天体的天顶距越大，消光作用也加剧。因此，天体的天顶距越大，大气消光影响越大。大气消光影响越大。n 大气的消光作用大气的消光作用大气光学质量：大气光学质量：1 1个大气质量：当太阳位于天顶时，该地单个大气质量：当太阳位于天顶时，该地单位面积光束所穿过厚度为单位面积柱体的位面积光束所穿过厚度为单位面积柱体

31、的大气质量。大气质量。earthhZm=1ABBAT upper bound大气光学质量大气光学质量m：入射光入射光路经通过的大气质量相对路经通过的大气质量相对于于1个大气质量的倍数。个大气质量的倍数。dZdszhmseccscsinh1PIIPII11大气透明系数大气透明系数P P 垂直入射时到达地表面的太阳辐射强度与垂直入射时到达地表面的太阳辐射强度与(I(I1 1)大气上界太阳辐照度大气上界太阳辐照度(I)(I)之比。之比。mmPII若太阳入射方向大气质量为若太阳入射方向大气质量为m m时，到达时，到达地表面的太阳辐射强度地表面的太阳辐射强度I Im m，2.3 辐射物理气候的某些特征辐

32、射物理气候的某些特征n直接太阳辐射直接太阳辐射)coscoscossin(sin2mSmPSoc)cos(BAPSmmdBAPQmTd)cos(002大气消光后水平地面上直接太阳辐射日总量：大气消光后水平地面上直接太阳辐射日总量：水平地表面太阳辐射：水平地表面太阳辐射：对于某一地点而言：对于某一地点而言：求算一般方法：求算一般方法：散射辐射散射辐射sinh)P-1sinhsinhsinh00000mmSSSPSSSSS（sinh)1(20mPDS假定大气散射各向同性，一半到达宇宙空间，一般到达地假定大气散射各向同性，一半到达宇宙空间，一般到达地面，即天空散射，地面观测到的散射辐射：面，即天空散

33、射，地面观测到的散射辐射：无云天空：无云天空：S0S0BBA大气上界：大气上界：地表面：地表面：大气上界和地表面太阳辐射强度的差值主要决定于太阳大气上界和地表面太阳辐射强度的差值主要决定于太阳辐射在大气中的散射过程。辐射在大气中的散射过程。大气上界垂直于光线表面和水平面上那个的太阳辐射 散射辐射散射辐射地表的散射辐射和太阳高度及大气透地表的散射辐射和太阳高度及大气透明系数的关系明系数的关系(表表2.192.19)：无云时无云时到达地表的散射辐射随太阳高度到达地表的散射辐射随太阳高度增加而加大，在到达地表的太阳辐射总能增加而加大，在到达地表的太阳辐射总能量中所占的比例越小。随大气透明度的减量中所

34、占的比例越小。随大气透明度的减小而增加小而增加。有云时有云时散射辐射变化与太阳高度和下垫散射辐射变化与太阳高度和下垫面的反射率有关：面的反射率有关：2 散射辐射散射辐射21211222121.aaaaDaDaaDaD21212111aaDaaaaDDD21211aaaaDD由于多次反射产生相对增量为：由于多次反射产生相对增量为：到达地面的散射辐射总量为：到达地面的散射辐射总量为：到达地面的散射辐射增量为：到达地面的散射辐射增量为：有云天空：有云天空：DDa1Da1a2地面反射率a1和云底反射率a2 散射辐射是一种短波辐射，其能量分布比直散射辐射是一种短波辐射，其能量分布比直接辐射更集中于波长较

35、短的光区。接辐射更集中于波长较短的光区。从上式可以看出，散射辐射的大小也与从上式可以看出，散射辐射的大小也与太阳太阳高度角、大气透明度、大气质量数高度角、大气透明度、大气质量数等因素有关：等因素有关：当太阳高度角增大时，直接辐射增加，散射当太阳高度角增大时，直接辐射增加，散射辐射也增大；在太阳高度角一定时，如果大气辐射也增大；在太阳高度角一定时，如果大气透明度不好，散射质点多，散射辐射增强；而透明度不好，散射质点多，散射辐射增强；而大气透明度好，散射质点少，散射辐射减弱。大气透明度好，散射质点少，散射辐射减弱。散射辐射的日、年变化也主要取决于太阳高散射辐射的日、年变化也主要取决于太阳高度角的变

36、化。一天中散射辐射的最大值出现在度角的变化。一天中散射辐射的最大值出现在正午前后，一年中散射辐射的最大值出现在夏正午前后，一年中散射辐射的最大值出现在夏季季。总辐射总辐射DSQmsinh)1(20mSPQ00ssQQba)77.050.200ssQQ（实际总辐射实际总辐射/可能总辐射可能总辐射计算旬和月的平均总量计算：计算旬和月的平均总量计算：地表总辐射地表总辐射纬度不大于60的各个气候带内水平地面上的太阳辐射（直接太阳辐射）+散射实际日照时数实际日照时数/可能日照时数可能日照时数 太阳总辐射的年总量的地理分布特征太阳总辐射的年总量的地理分布特征 纬向带状分布，云量的不均匀分布使其纬向分布纬向

37、带状分布，云量的不均匀分布使其纬向分布特征破坏。特征破坏。总辐射随纬度的分布一般是：纬度愈低总辐射愈大。总辐射随纬度的分布一般是：纬度愈低总辐射愈大。反之就愈小。但由于赤道附近云很多，对太阳辐射反之就愈小。但由于赤道附近云很多，对太阳辐射削弱得也很多，所以，削弱得也很多，所以，总辐射年总量最大值不是出总辐射年总量最大值不是出现在赤道，而是出现在纬度现在赤道，而是出现在纬度2020附近。附近。中高纬度地区，总辐射强度（指月平均值）夏季中高纬度地区，总辐射强度（指月平均值）夏季最大，冬季最小；赤道附近（纬度最大，冬季最小；赤道附近（纬度0 02020左右），左右），一年中有两个最大值分别出现在春分

38、和秋分。一年中有两个最大值分别出现在春分和秋分。一般西部多于东部，山区多于平原。四川盆地为一般西部多于东部，山区多于平原。四川盆地为低值区，最低值仅为低值区，最低值仅为310310J/(m2J/(m2a)a)。青藏高。青藏高原为高值区，年平均总量达原为高值区，年平均总量达790790J/(m2J/(m2a)a)，比同纬度东部地区几乎高出一倍。比同纬度东部地区几乎高出一倍。夏半年辐射总量变化：夏半年辐射总量变化：同纬度冬半年和下半年辐射总量的差值同纬度冬半年和下半年辐射总量的差值随纬度的增大而增大；随纬度的增大而增大；辐射总量最大值出现在纬度辐射总量最大值出现在纬度25 25 o oN N附近，

39、附近，向赤道和极地方向减小；向赤道和极地方向减小；5050o oN N与与 赤道，赤道，40 40o oN N 与与 10 10o oN N，赤道辐射，赤道辐射总量大致相当。总量大致相当。冬半年辐射总量变化冬半年辐射总量变化 辐射总量随纬度增加而减少，减少的梯度辐射总量随纬度增加而减少，减少的梯度明显大于夏半年；明显大于夏半年；辐射总量的纬度梯度愈向高纬愈大，辐射总量的纬度梯度愈向高纬愈大，一直一直到极点附近，到极点附近，整个冬半年的辐射总量为零。整个冬半年的辐射总量为零。全年辐射总量变化全年辐射总量变化太阳辐射年总量的纬度梯度，在中纬度地太阳辐射年总量的纬度梯度，在中纬度地区比在赤道和极地附

40、近大得多；区比在赤道和极地附近大得多；纬度纬度0 0 o oN N-10 -10 o oN N ，辐射年总量的相对变，辐射年总量的相对变率为率为1.4%1.4%，纬度纬度50 50 o oN N-60 -60 o oN N ，辐射年总，辐射年总量的相对变率为量的相对变率为16.8%16.8%，纬度纬度80 80 o oN N-90 -90 o oN N ，辐射年总量的相对变率为辐射年总量的相对变率为3%3%.在中高纬度地区，热力梯度增大，对流层平均温度在中高纬度地区，热力梯度增大，对流层平均温度场南北温度梯度最大，气候锋带的形成，场南北温度梯度最大，气候锋带的形成，气旋活气旋活动频繁。动频繁。

41、反射率反射率A0（ALBEDO）)90(00)1()(ZkFeAAZA A0=S反射/Q总辐射Fresnel反射特征：地表反射率的估算和太阳反射特征：地表反射率的估算和太阳高度角有关，其反照率在太阳高度角从高度角有关，其反照率在太阳高度角从90o变变到到40o时基本为一常数，当太阳高度小于时基本为一常数，当太阳高度小于40o反射率迅速增加反射率迅速增加.地表反照率估算：地表反照率估算：(1(1）颜色对反射率的影响颜色对反射率的影响:颜色不同的各种下垫颜色不同的各种下垫面，对太阳辐射可见光部分有选择反射的作用。各种面，对太阳辐射可见光部分有选择反射的作用。各种颜色表面的最强反射光谱，就是它本身颜

42、色的波长。颜色表面的最强反射光谱，就是它本身颜色的波长。白色表面具有最强的反射能力，黑色表面的反射能力白色表面具有最强的反射能力，黑色表面的反射能力较小，绿色植物对黄绿光的反射率大。颜色不同，反较小，绿色植物对黄绿光的反射率大。颜色不同，反射率有很大差别，例如新白雪的反射率可高达射率有很大差别，例如新白雪的反射率可高达80%80%95%95%，而黑钙土的反射率只有，而黑钙土的反射率只有5%5%12%12%。到达地面的太阳总辐射不能完全被地面吸收，到达地面的太阳总辐射不能完全被地面吸收，有一部分将被地面反射。地面反射辐射的大小与有一部分将被地面反射。地面反射辐射的大小与地面对太阳辐射或称短波辐射

43、的反射率地面对太阳辐射或称短波辐射的反射率(Albedo)(Albedo)有关。有关。短波辐射反射率主要与下垫面的颜色、湿短波辐射反射率主要与下垫面的颜色、湿度、粗糙度、不同植被、土壤性质及太阳高度角度、粗糙度、不同植被、土壤性质及太阳高度角等因素有关等因素有关:(2)2)土壤湿度对反射率的影响土壤湿度对反射率的影响 反射率将随土壤湿度的增大而减小。反射率将随土壤湿度的增大而减小。例如白沙土，随着湿度的增加其反射率从例如白沙土，随着湿度的增加其反射率从40%40%降到降到18%18%，减少了，减少了22%22%。这是因为水的反。这是因为水的反射率比陆面小的缘故。有试验指出，地面射率比陆面小的缘

44、故。有试验指出，地面反射率与土壤湿度呈负指数关系。反射率与土壤湿度呈负指数关系。3.3.粗糙度对反射率的影响粗糙度对反射率的影响 随着下垫面粗糙度的增加，反射率明随着下垫面粗糙度的增加，反射率明显减小。这是由于太阳辐射在起伏不平的显减小。这是由于太阳辐射在起伏不平的粗糙地表面，有多次反射，另外太阳辐射粗糙地表面，有多次反射，另外太阳辐射向上反射的面积相对变小，所以导致反射向上反射的面积相对变小，所以导致反射率变小。率变小。(4).4).太阳高度角对反射率的影响太阳高度角对反射率的影响 当太阳高度角比较低时，无论何种表面，反射当太阳高度角比较低时，无论何种表面，反射率都较大。随着太阳高度角的增大

45、，反射率减小。率都较大。随着太阳高度角的增大，反射率减小。一日中太阳高度有规律的日变化，使地面反射率一日中太阳高度有规律的日变化，使地面反射率也有明显的日变化，中午前后较小，早、晚较大。也有明显的日变化，中午前后较小，早、晚较大。(5 5）.几种下垫面的反射率几种下垫面的反射率 植被反射率的大小与植被种类、生长发育状况、植被反射率的大小与植被种类、生长发育状况、颜色和郁闭程度有关。植物颜色愈深，反射率愈颜色和郁闭程度有关。植物颜色愈深，反射率愈小，绿色植物在小，绿色植物在20%20%左右。植物苗期与裸地相差不左右。植物苗期与裸地相差不多，反射率较大；生长盛期反射率变小，多在多，反射率较大；生长

46、盛期反射率变小，多在20%20%左右；成熟期，茎叶枯黄，反射率又增大。左右；成熟期，茎叶枯黄，反射率又增大。5 5 几种下垫面的反射率几种下垫面的反射率 水面的反射率一般比陆面小，波浪和太阳高度角对水水面的反射率一般比陆面小，波浪和太阳高度角对水面的反射率有很大的影响。面的反射率有很大的影响。一般太阳高度角愈大，水面愈平静，反射率愈小，例如一般太阳高度角愈大，水面愈平静，反射率愈小，例如当太阳高度角大于当太阳高度角大于6060时，平静水面的反射率小于时，平静水面的反射率小于2%2%，高，高度角为度角为3030时，反射率增至时，反射率增至6%6%，高度角为，高度角为2 2时，反射率时，反射率可达

47、可达80%80%。新雪面的反射率可高达新雪面的反射率可高达90%90%以上，脏湿雪面的反射率只以上，脏湿雪面的反射率只有有20%20%30%30%，冰面的反射率大致为，冰面的反射率大致为30%30%40%40%。由于反射率随各地自然条件而变化，所以它在季节上的由于反射率随各地自然条件而变化，所以它在季节上的变化也是很大的。变化也是很大的。由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正获得的太阳辐射仍有很大差别，正获得的太阳辐射仍有很大差别，这也是导致地表温度分这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一。布不均匀的重要原因之一。太阳系九大行星中

48、以金星的反射率为最大：太阳系九大行星中以金星的反射率为最大：，水星的最小：。地球的反，水星的最小：。地球的反射率各研究者所得的数值各不相。大体在射率各研究者所得的数值各不相。大体在之间之间目前行星反照率在目前行星反照率在30%左右。左右。行星反照率的地理分布行星反照率的地理分布:1）由赤道向两极增高，）由赤道向两极增高，2）在南半球，其等值线呈明显的带状分布；）在南半球，其等值线呈明显的带状分布；在北半球，反射率季节变化比较大，北极圈在北半球，反射率季节变化比较大，北极圈内，等值线的分布较为复杂。内，等值线的分布较为复杂。3）在低纬热带地区，其行星反照率分布于）在低纬热带地区，其行星反照率分布

49、于所在纬度的年平均值存在明显偏离。所在纬度的年平均值存在明显偏离。4）海洋上的行星反射率远远小于陆地；）海洋上的行星反射率远远小于陆地；5）在赤道附近，由热带高值区向赤道减小，）在赤道附近，由热带高值区向赤道减小，但在赤道辐合带内形成数值较小的峰值区。但在赤道辐合带内形成数值较小的峰值区。气旋活动频繁地区以及气旋移行路径上，气旋活动频繁地区以及气旋移行路径上，行星反射率的季节变化明显，在沙漠、冰雪行星反射率的季节变化明显，在沙漠、冰雪覆盖区、永久性反气旋地区以及云区，其地覆盖区、永久性反气旋地区以及云区，其地理分布的变化相对较小。理分布的变化相对较小。长波有效辐射长波有效辐射地球辐射平衡温度：

50、地球辐射平衡温度：255K255K太阳辐射太阳辐射地球热辐射地球热辐射5780K5780K255K255K0.1 0.5 3 5 10 50 100 m m 442024)1(TRIAR（1 1）地球的地球的辐射平衡温度辐射平衡温度 长波长波有效辐射有效辐射 地球吸收剩余的部分太阳辐射而增温，同时地球也地球吸收剩余的部分太阳辐射而增温，同时地球也将以长波长的电磁波向空间辐射，将以长波长的电磁波向空间辐射，当两者平衡后，地当两者平衡后，地球温度保持不变的状态时的温度。球温度保持不变的状态时的温度。（2 2）地球的辐射特性地球的辐射特性 太阳辐射在波长太阳辐射在波长0.40.4 m m 附近最大，