大气科学复习资料分析

3.大气科学的定义：大气科学是研究地球大气中各种现象（包括物理和化学现象以及人类活

动对它的影响）的演变规律，以及如何利用这些规律为人类服务的一门学科。

7.大气科学的基本内容可概括为四个方面：研究地球大气的一般特性,如大气的组成、范围、

结构等; 研究大气现象的能量,大气现象发生和发展的能量来源、性质及其转化; 研究大气现象的本质,解释大气现象，研究其发生、发展和变化的规律; 探讨如何利用这些现象预测、控制、改造自然,准确预测天气和气候变化，人工影响天气，大气环境预测和控制.

9.大气成分的组成：大气是由多种气体组成的混合气体，包括N2、O2、Ar、CO2、CH4、

O3、H2…水汽、大气气溶胶

11.干洁大气的定义：通常把除水汽、大气气溶胶以外的其余大气称为干洁大气，简称干空气。

13.CO2：（1）来源：人工源：地面燃烧、工业活动，生物体的呼吸和生物尸体腐化都排出

CO2。

呼吸作用：[CH2O]n+nO2=nCO2+nH2O(包括动植物的呼吸，但白天植物的光合作用

可使CO2还原）

自然源：CO2分压大于大气CO2分压的海水。（如热带和低纬地区的海洋是大气的源，放出CO2）

（2）CO2的含量变化：大气中主要原因是由燃烧煤、石油、天然气，化学燃料等燃料引起，次要原因是火山爆发及碳酸盐矿物、浅地层里释放CO2 ，原子武器试验把放射性碳带进大气等。

（3）3、作用：CO2吸收太阳辐射很少，却能强烈地吸收地面长波辐射，使地面和空气不致于因放射辐射而失热过多。因此它们都有使空气和地面增温的效应。

（温室效应）

这样一来，当浓度不断增加会改变大气的热量平衡，导致大气底层和地面的平均温度上升，而全球气候的变化将直接影响人类的生存环境。CO2增多引起的温室效应，使两极冰川融化，致使海平面升高，危及沿海城市，使海岸地区土地盐碱化，增加开发难度，温度升高还使一些山顶的积雪融化，使以积雪融化为水资源的河流水量减少，甚至发生断流现象，影响这些地区的生产活动

6.臭氧

虽然臭氧在大气中所占的比例极小，但因它对太阳紫外辐射（0.2—0.29μm)有强烈的吸收作用，所以臭氧是大气中最重要的微量成份之一。

臭氧的作用：

1臭氧层阻挡强紫外辐射到达地面,是地面上生命的保护伞。

3臭氧层吸收的太阳紫外辐射能量使平流层大气增温，对平流层的温度场和大气环流起着决定性的作用

臭氧的空间分布：

◇在近地面层臭氧含量很少◇从10km高度开始逐渐增加◇在12-15km以上含量增加得特

别显著，在20-30km高度处达最大值◇再往上则逐渐减少，到55km高度上就极少

了。

造成这一现象的原因：由于在大气的上层中，太阳短波的强度很大，使得氧分子解离增多，因此氧原子和氧分子相遇的机会很少，即使臭氧在此处形成，由于它吸收一定波长的紫外线，又引起自身的分解，因此在大气上层臭氧的含量不多。在20—30km高度这一层中，既有足够的氧分子，又有足够的氧原子，这就造成了臭氧形成的最适宜条件，故这一层又称臭氧层。

◇北半球，大部分地区臭氧层的厚度春季变大，秋季变小。高纬的季节更明显，最大臭氧带靠近极地。

◇南半球，各纬度的季节变化比较小。最大

臭氧带在春季的中高纬地区。

7.干空气状态方程

m R T

=

T

*

R

=

T

*

nR

=

PV

M

m

令比气体常数为

M *R =

R 即RT =P V m 写成ρRT =P

（式中P,V ,T,m,n,R*, M,R,ρ分别为混合气体的压强、体积、温度、质量、摩尔数、普适气体常数、平均摩尔质量、比气体

常数,空气密度。）

90km 以下干空气的平均摩尔质量Md=28.97g/mol 干空气的比气体常数是

K 287J/kg =R d ? 令干空气的密度为ρd,则干空气的状态方程可

以写成以下形式：T R ρ=P d d 水汽和干空气组成的混合理想气体称湿空气 ， 表示湿空气中水汽含量的物理量称为空气湿度

湿空气的状态方程：

)378.01(R T ρR =P d v d p e T +=ρ 虚温Tv ： Tv ＝ T(1+0.608q) ＝T (1+0.608*0.622e/p)=T (1+0.378e/p)

8.水汽压e

水汽压e 是大气中所含水汽的分压强。单位：hpa

饱和水汽压es ：达到相态平衡时空气中的饱和水汽产生的水汽压 饱和水汽压es 随温度增加 相对湿度f (Uw) 在一定的温度和压强下，水汽压和饱和水汽压之比成为相对湿度。 %100?=

E e f

对于一定质量的空气，若令其定压冷却，q,r,e 都将保持不变，而esi(T)却因温度的降低而减少。当esi(T)=e 时，空气达到饱和。 如果是对于冰面饱和，则湿空气定压降温达到饱和时的温度称为霜点Tf 。 露点Td

对于一定质量的空气，若令其定压冷却，q,r,e 都将保持不变，而es(T)却因温度的降低而减少。当es(T)=e 时，空气达到饱和。

湿空气定压降温达到饱和时的温度称为露点Td 。

露点虽然是温度，但露点差T – Td 却反映了湿度的大小： T – Td 越大，空气越干燥； T – Td 越小，空气越潮湿， T – Td ＝０时，空气达到饱和。

经验公式

在精度要求不高的情况时，可采用经验公式来计算es ：

t

b at s s e e +?=100 式中t 是摄氏温度，a 和b 是常数：对水面：a=7.5,b=237.3，对冰面：a=9.5,b=265.5

由上经验公式可知，同温度下，es 水面>esi 冰面,且在t=-12℃ 时， es －esi 最大。 水汽密度(ρv)

水汽密度表示单位体积湿空气中含有的水汽质量，也称为绝对湿度。

在常温常压下，纯水汽可以看成理想气体，由状态方程得：e=ρvRv T 即T R e v v =

ρ 其中 Rv=R*/Mv ，Mv 为水的比气体常数,单位g ／m3

9大气气溶胶

大气中含有悬浮着的各种固体和液体粒子，例如尘埃、烟粒、微生物、植物的孢子和花粉，以及由水和冰组成的云雾滴、冰晶和雨雪等粒子。所以可以把空气看成是一种气溶胶。习惯上大气气溶胶是指大气中悬浮着的各种固态和液态粒子（霾、飘尘、烟雾、冰晶、云雾滴、雨滴、

雪花、霰、冰雹等）。

气溶胶粒子的来源：（1）土壤、岩石风化及火山喷发的尘埃

（2）烟尘及工业粉尘人类活动产生的气溶胶粒子的浓度有明显的日变化：

◇清晨，浓度最大；◇中午前后，浓度最小◇黄昏，浓度又增加；◇夜间，浓度再次减小。（3）海沫破裂干涸成核海沫破裂产出海盐水滴，蒸发干涸形成巨核和爱根核。

（4）气-粒转化

爱根核由大气中微量气体转化而来。如so2经光化学氧化作用，高温下能生成硫酸盐微滴，蒸发后成为硫酸盐质点。

（5）微生物、孢子、花粉等有机物质点

（6）宇宙尘埃如流星

气溶胶粒子在大气过程中的作用

一、在云雾降水中的作用

气溶胶粒子起着凝结核、冰核、凝冻核、凝华核的作用，使云雾滴能够产生并长大，形成云雾降水。

二、对大气辐射过程的影响

气溶胶粒子能吸收和散射太阳辐射，削减到达地面的能量，减低低层大气的温度。另一方面，气溶胶粒子吸收了太阳能量，本身得到增温，并通过大气运动传输热量，提高高层大气的温度。10大气的分层和结构

按热力结构分层就是根据大气的温度垂直递减率Γ的正负变化，把大气层分为：对流层、平流层、中间层、热层。

温度垂直递减率Γ指在垂直方向上，高度每升高100米，温度改变的数值。）

对流层

１、高度：赤道附近和热带：15-20km极地和中纬：8-14km

２、主要特点：◇大气温度随高度增加而降低。（Γ=0.65℃/100m=6.5K/Km）

◇有强烈的垂直对流运动，垂直混合作用强。◇气象要素水平分布不均匀。对流层气象要素水平分布不均匀会形成气团和锋。

◇气团：通常把水平方向上温度、湿度相对比较均匀、天气现象比较类似；垂直方向上气象要素的变化近于相同的大范围地区的空气，划分为一个气团。气团的水平范围约几百km--几千km，垂直厚度约几km—十几km

◇锋：指两种性质不同的气团相遇，在它们之间形成一个狭窄的气象要素（温度、气压、湿度、风向、风速等）急剧变化的过渡带。通常把锋看成是一个几何面，称为锋面。锋面是一倾斜曲面，坡度约1/200—1/50，宽度约几十km，长度可延伸几百km—几千km。锋面与地面的交线称为锋线。锋面和锋线统称为锋。

对流层顶

在对流层的最上层，介于对流层和平流层之间，还有一个厚度为数百米到1—2km的过渡层，称为对流层顶（Γ≤0.2℃/100米）

◇主要特征：气温随高度的增加突然降低缓慢，或者几乎不变，成为等温层。对流层顶的气温在低纬地区平均为-83℃，在高纬地区约为-53℃。

◇主要作用：该层可阻挡对流层中的对流运动，从而使下边输送上来的水汽微尘聚集在其下方，使该处大气的混浊度增大。

大气上界通常有两种划法：

眼于大气中出现的某些物理现象，根据观测资料，在大气中极光是出现高度最高的现象，它可以出现在1200km的高度上，因此可以把大气的上界定为1200km。这种根据在大气中才有，而在星际空间没有的物理现象确定的大气上界，称为大气的物理上界。

◇另一种是着眼于大气密度用接近于星际的气体密度的高度来估计大气的上界。按照人造卫星探测资料推算，这个上界大约在2000—3000km高度上。

大气压力是指单位面积上直至大气上界整个空气柱的重量。

若大气处于流体静力平衡状态，则合力为零：

0)(=-??+-mg dz Z P P P 将m=ρdz 代入上式，整理得：g Z P =??-ρ1因为ρ是正值，所以气压

总是随高度递减。由于大气在水平方向分布均匀，在一定的范围内可以认为P=P(Z), 则上式可以写出大气静力学方程的主要形式g dZ dp ρ-=程说明：气压随高度递减的快慢取决于

密度（ρ）和重力加速度（g ）的变化。重力加速度随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。由于气象观测不直接测量密度，利用湿空气状态方程得

流体静力平衡状态时，气压、温度与高度的关系 ：dZ T R g p

dP v d -= 垂直气压梯度和单位气压高度差

◇垂直气压梯度GZ 是指每升高（或降低）单位距离，气压减少（或增大）的数值。

v v d z T P T R gP g dZ dP G 42.3≈==-=ρ单位：hpa/100m 负号表垂直气柱中气压随高度升高而降低

◇单位气压高度差h 是指在垂直方向上，气压每降低（或升高）1hpa 时，需要升高（或降 低）的高度。

P t Pg T R g dP dZ h v v d )1(80001αρ+≈==-=单位：m/hpa （α=1/273,tv 是摄氏温度）

由公式可知：◇ Gz 低层大气>Gz 高层大气◇ Gz 干冷空气> Gz 暖湿空气◇h 高层大气>h 低层大气◇h 暖湿空气> h 干冷空气

所以，暖气团中的气压比冷气团变化缓慢，高层大气中的气压比低层大气变化缓慢。气压－高度公式Gz 、h 只能定性判断气压的变化快慢，要定量确定气压随高度的关系最常用压高公式。P d g T R Z Z P P v d ln 2

112?-=-等温大气压高方程

若大气层的温度（虚温）不随高度变化，这样的大气称为等温大气。忽略重力加速度的变化和水汽影响，并假定气温不随高度发生变化，此条件下的压高方程，称为等温大气压高公式又称拉普拉斯压高方程。 由

P d g T R Z Z P P v d ln 2112?-=-在等温大气中，上式中的T 可视为常数，对上式积分，将T 换成t ，

自然对数换成常用对数，并将g 、R 代入，则上式变成气象上常用的等温大气压高方程：21

m 12P P )lg 273t +

18400(1=Z -Z 实际大气并非等温大气，所以应用上式计算实际大 气的厚度和高度时，必须将大气划分为许多薄层，求出每个薄层的tm ，然后分别计算各薄层的厚度，最后把各薄层的厚度求和便是实际大气的厚度。tm 的求法：

1、已知上下两层空气的气温t1,t2,则tm ＝(t1＋t2)/2

2、已知测站的气温t 和前12小时的气温t12,则tm ＝1/2(t ＋t12)+h/400（h 为测站的海拔高度） 说明：◇一般说，在大气低层g 随高度的变化不大，但将此式应用到100km 以上的高层大气时，

必须对g 作纬度和高度的订正。◇当空气中水汽含量较多时，必须用虚温Tv 代替式中的气温T 。◇气层厚度不大时，用平均温度tm 来代替t 。

压高公式的应用广泛，在气象工作中一般最常用的是等温大气的压高公式(拉普拉斯压高公式)。其中温度t 多用气柱的平均温度tm 代替。因为不考虑Rd 和g 的变化，所以压高公式中含有五个物理量P1,P2,t(或tm), Z2，Z1，如果已知其中四个量，则可计算另一未知量。压高公式在气象工作中应用有１、海平面气压订正２、测压定高３、求气层厚度４、求气层的平均温度

描述空间气压场的方法：

地面：采用海平面等压线图描述 高空：采用一组等压面图描述，如500hpa 、700hpa 、850hpa 等压面图

风是指空气相对于地面的水平运动。

水平方向作用于空气上的力有：

◇水平气压梯度力（气压水平分布不均而产生的） ◇摩擦力（空气层之间、空气与地面之间存在相对运动而产生）◇水平地转偏向力（地球自转而产生的）◇惯性离心力（空气作曲线运动时产生的）前两种力是真实力，后两者是相对转动参照系运动时所产生的力，为假想力。

一、水平气压梯度力Fg

水平气压梯度力Fg 是在气压水平分布不均匀时，单位质量空气所受到的净压力。

方向： Fg 垂直于等压线，由高压指向低压。

大小：

dn dP F g ρ1-

=dp 为两等压线的气压差，dn 为两等压线的水平距离， dp/dn

的单位为hpa/赤道度，其中1赤道度=111km 。

作用：Fg 很小，仅是垂直气压梯度力的10-4,但在它的作用下，空气由静止状态作水平直线匀加速运动，是空气的原始动力。 二、地转偏向力An

因地球绕自身轴转动而产生的非惯性力称为水平地转偏向力An （科里奥利力）。

方向：北半球，An 垂直与运动方向指向右。南半球，An 垂直与运动方向指向左。

大小： An=2V ωsin υ （ω＝7.29*10-5/s ，υ为纬度）

作用：改变空气的运动方向，但不能改变运动速度，An 虽然不大，但对大规模的空气水平运动是很重要的。

三、惯性离心力C

惯性离心力C 是物体在作曲线运动时所产生的，由运动轨迹的曲率中心沿曲率半径向外作用在物体上的力。

方向:垂直于运动方向沿曲率半径指向外。大小：

r v C 2

= 作用：C 和An 一样，只改变物体运动方向，不改变运动速度。对低纬度地区或空气运动速度很大而曲率半径很小的空气运动有很大的影响。

四、摩擦力

大气是粘滞流体，当气层与气层、气层与地面之间发生相对运动时，会产生摩擦力。

气层与气层的摩擦力称内摩擦力，气层与地面的摩擦力称外摩擦力。

方向: 外摩擦力R 与运动方向相反。

大小： R ＝－ＫＶ （Ｋ为地面摩擦系数）

作用：地面摩擦作用可以通过乱流动量交换，逐层向上传递，使上空气层也受影响。但大于1-2km 的高度，可以忽略R 。因此，把地面到1-2km 的气层称摩擦层，1-2km 以上的气层称自由大气。一般来说，

◇气压梯度力是使空气产生运动的直接动力，是最基本的力。

◇地转偏向力对高纬地区或大尺度的空气运动影响较大，而对低纬地区特别是赤道附近的空气

运动，影响甚小。◇惯性离心力是在空气作曲线运动时起作用，而在空气运动近于直线时，可以忽略不计。

◇摩擦力在摩擦层中起作用，而对自由大气中的空气运动也不予考虑。地转偏向力、惯性离心力和摩擦力虽然不能使空气由静止状态转变为运动状态，但却能影响运动的方向，摩擦力还能改变速度。气压梯度力既可改变空气运动状态，又可使空气由静止状态转变为运动状态。 自由大气中空气的水平运动

地转风Vg

地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作的等速直线水平运动。其受力平衡式为

n

g A =F

一、地转风形成:

在平直等压线的气压场中，由水平气压梯度力而引起风。当梯度力与偏向力达大小相等，方向相反时，进入相对平衡状态。 二、地转风特点

1、方向：

地转风在平直等压线气压场中形成，风沿等压线吹。北半球，人背风而立，高压在右，低压在左。南半球相反。

2、大小：◇ vg 与水平气压梯度成正比。等压线越密集(气压的空间变化越大),vg 越大，反之愈小。◇ vg 与大气密度成反比。若气压梯度相同，大气越稀薄,vg 越大,反之愈小。（高层风比低层风大）

◇ vg 与sin υ成反比。若气压梯度相同，低纬比高纬风大。但实际上除热带风暴外，低纬度的气压梯度通常很小。

梯度风(Vc,Vac)

当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯度风。

由于力的平衡组合不同，分为气旋式环流和反气旋式环流。梯度风方程：

１、气旋性环流 Vc （逆时针） 受力平衡C +n A =g F 因为气旋中心是低压，气旋是低压系统，所以低压梯度风方程：

sin φv 2+r v =n ?p ?ρ1c 2c ω气旋梯度风的大小为()n p r r r v c ??-+-=ρφωφω2sin sin

梯度风风速的特点：

1、方向：北半球， 低压中的风沿等压线逆时针方向吹,高压中的风沿等压顺时针吹。

2、因为气旋中 ()n p r r ??-

ρφω2s i n ≥0，总是可以满足，方程有意义。且 n p

??

越大，vc 越大。 所以， 气旋中 n p

?? 可以任意大。

3、反气旋中， n p

?? 被极限所限，不能任意大。 摩擦层中空气的平衡运动

一、平直等压线时 作用与空气的力有三个：气压梯度力、地转偏向力、地面摩擦力。

当三力达平衡时，空气作水平、等速、直线运动。因此，在北半球的摩擦层内，平直等压线

时，风斜穿等压线，右前方是高压，左前方是低压。风与等压线的交角α的大小与地面摩擦有关，陆地摩擦力大交角就大，海面上交角小些。

二、若等压线有弯曲

作用与空气的力有四个：气压梯度力、地转偏向力、离心力、地面摩擦力。

当四力达平衡时，空气作等速曲线运动。以闭合等压线的高压和低压为例，风速较梯度风速要小，风向偏向低压一方。因此：在北半球的摩擦层内，低压中的空气逆时针转且向内辐合，高压中的空气顺时针转并向外辐散。

在摩擦层中，摩擦力随着高度增加而减小，风速随高度增大，风向右偏（北半球），到摩擦层顶部风接近与地转风，风向与等压线平行。

自由大气中风随高度的变化（热成风）

地转风随高度的变化叫热成风。

设上层地转风Ｖg2，下层地转风Ｖg1 ，热成风矢量方程：

12g g T v v v -=上层地转风风速为：

T g g v v v +=12风由水平温度梯度引起，故称热成风。气压梯度由温度梯度引起，等压线分布与

等温线一致，热成风与等温线平行。

热成风方向

热成风与等温线平行,北半球，背热成风而立，高温在右，低温在左。

三、热成风的大小 热成风与水平温度梯度成正比

()n T fT z z g V m m T ??--

=12

f 为地转参数(科氏参数):f=2ωsin υ 自由大气中风随高度变化的基本类型

一、 等温线与等压线平行

1、气层的水平温度梯度与下层气压梯度方向一致（高压+高温）地转风随高度变化是：风向不变，风速增大。

2、气层的水平温度梯度与下层气压梯度方向相反（高压+低温） 热成风与下层地转风方向相反，使风随高度逐渐减小，到某一高度为零；再向上风向相反，风速开始增大。

不管低层风如何，随高度增加，地转风方向渐与热成风方向趋于一致，逐渐与等温线平行。这一点与实际大气很接近。

地面和大气中的辐射过程

一年中整个地球可以从太阳获得5.44×1024J 的辐射能量。

任何物体，只要温度大于绝对零度(-273oC)，都以电磁波的方式向四周放射能量，同时也接 受来自周围的电磁波。这种传播能量的方式称为辐射。

通过辐射传播的能量称为辐射能， 简称为辐射。

辐射是能量传播方式之一，也是太阳能量能传输到地球的唯一途径。

一、描述电磁波的物理量

电磁波可以用频率f 、波长λ、波数γ、和波速c 来描述。

单位：f →Hz ；λ→μm,nm ；γ→cm-1；c →m/s 各物理量的关系是：

c f c

f ===λγλ1*

太阳短波辐射0.1—4μm ，地面和大气辐射长波3—120μm ，是大气科学研究的重要波段。

一．辐射通量υ

υ指单位时间内通过某一平面的辐射能量，也称辐射功率。单位：w ；J/s ，辐射通量也可指单位时间内某一平面放射和接收的辐射能量。

二、辐射通量密度Ｅ

Ｅ是指辐射场内任一点处通过单位平面的辐射功率。单位：w/m2

其中包括:◇辐照度Ｅ:辐射场内任一点处射入单位平面的辐射功率

◇辐出度（辐射率）Ｆ：辐射场内任一点处射出单位平面的辐射功率

三、辐射源

辐射源是指向外发射辐射的物体称为辐射源, 分为点源和面源。

点源忽略了几何尺度，是理想的情况。假设源向四周发射是均匀的，发射辐射的功率为W ，半径为r 的球表面上的辐照度：

r W E π4=因日地平均距离为1.5×108km ，地球半径为6371km,所以，

可以把地气系统接收到的太阳辐射当作平行光处理。

对于平行辐射，由于平行辐射能是在同一方向上传播，射线所张的立体角为零。若计算某一平面上的辐射通量密度只需知道平行辐射的辐照度和传播方向即可。

辐射的物理规律

设投射到物体上的辐射能(Q0)：一部分被物体吸收变为内能(Qa)；一部分被反射回去(Qr)一部分可能会透过物体(Qt)。由能量守恒定律：Q0 ＝Qa ＋ Qr ＋Qt

定义: 吸收率A=Qa/Q0； 反射率R=Qr/Q0 ；透射率τ=Qt/Q0

则 A+R+τ=1 一、黑体

特别地，如果某一物体对投射到其上的任何波长的辐射能全部吸收，即Ａ=1,则称该物体为绝对黑体。如果物体仅对某一波长的辐射全部吸收，即A λ=1,则称该物体对这一波长为黑体。如果物体的吸收率A<1，但A 是一常量，且不随波长而改变，这种物体称灰体。

如地面对长波辐射的吸收率A 近于常数，A<1，故可以认为地面为灰体。

斯蒂芬－玻耳兹曼定律

黑体的积分辐出度与其温度的四次方成正比。

1884年玻耳兹曼由热力学理论得出了公式：4T σT =F 式中σ=5.67×10-8W/（m2·K4）

为斯蒂芬-波耳兹曼常数。

黑体的总放射能力（积分辐出度）与它本身的绝对温度的四次方成正比。

基尔霍夫（Kirchhoff ）定律

由于各物体间有不同的吸收和放射能力，显然，吸收率大的物体其辐射率也大；吸收率小的物体其辐射率也小，只有这样系统最终才能辐射平衡。

推论：物体对某一波长的吸收率大，则对该波长的辐射率也大；

物体对某一波长不吸收，也就不放射该波长。

基尔霍夫在1859由热力学论证了上述现象：在热平衡条件下（T=常数），任何物体辐射率（辐出度）F λ，Ｔ与物体的吸收率A λ，Ｔ 之比值,是一个普适函数。该普适函数只是温度和波长的函数，而与物体的性质无关。基尔霍夫定律：),(,,T f A F T T λλλ=

到达地面的太阳辐射

在平均日地距离的日期，垂直到达大气上界的太阳常数 ：20/1367m w S =

推导：设日地距离为d ，平均日地距离为d0，S0和 分别为距太阳r 和r0处垂直于太阳光的辐射通量密度。

因为通过半径为d 的球面的太阳辐射通量与通过半径为d0的球面的太阳辐射通量相等，

0202044S d S d ππ=所以，有

0200)(S d d S = dm=(d0/d)2为日地距离订正系数，也称地球轨道偏

心率。 到达地面的太阳直接辐射

由于大气对太阳辐射有吸收和散射的消光作用，直接到达地面的太阳辐射有所衰减。

设 为到达大气上界的太阳直接辐射通量密度；S λ为到达地面的太阳直接辐射通量密度。

根据布格-朗伯定律：（P81辐射能在介质中传输时的衰减规律）λ

λδλλλ--=?=e E e E E l dl k l l

ex ,0,,0,式

中E λ,l 为被衰减后的辐射率；E λ,0为入射的辐射率；dl 为辐射经过的路径；δλ为光学厚度

根据布格-朗伯定律, 到达地面的太阳直接辐射通量密度S λ：m p S e S S ?'=?'=-00λδλm 为大气质量数，P 为所有波长范围内的平均透明系数。

到达地表的太阳散射辐射

由于大气的存在，到达地表的辐射除太阳直接辐射外，还有从天空各方向散射而来太阳散射辐射，散射辐射来自整个半球天空，又称天空辐射。散射辐射的大小取决于太阳高度角、大气透明系数、云量、海拔高度，并受地面反射率影响，其变化范围较大。

h 越小，S 散越小；p 越小，散射粒子越多，S 散越大；

云层越厚，云量很大时，因直接辐射少，S 散越小。海拔高度H 越高，S 散越小；

反射率越大，因反复散射，S 散越大。

散射辐射一般比直接辐射弱（中纬度S 散仅是直接辐射的35%-90%）,但有时会大于直接辐射。如高纬云多的地区，有时会大几倍。到达地面的太阳直接辐射与散射辐射之和称为地面总辐射。 太阳辐射在大气中衰减

在8-12μm 波段，大气吸收很弱，称大气透明窗。

大气窗区对地气系统的辐射平衡有十分重要的意义：因为地表温度约为300K ，与此温度对应的黑体辐射能量主要集中在10μm 这一范围，而大气对这一波长范围的辐射少有吸收，故地面发出的长波辐射透过这 一窗口被送到宇宙空间。大气分子除选择吸收外，还通过光化学反应和光致电离两种途径，把投射到大气的辐射能中的一部分转化为大气本身的内能或其他形式的能量。大气中的散射粒子的尺度较宽，从气体分子（10-8cm)到降水粒子(大于10-2cm)。

散射在电磁波谱的各个波长上都会发生，因而是全波段的。但散射的强弱及空间分布却与散射粒子的大小、入射辐射的波长有关。引入尺度参数 α=2πr/λ，r 为散射粒子的半径，λ为入射辐射的波长。

下图给出大气中遇到的各种颗粒物的散射情况：

一、α《1,(即r 《λ),瑞利散射

空气分子对太阳辐射的散射为瑞利散射，也叫分子散射。

可见光的波长在0.5μm 左右，空气分子的大小约10-4μm 左右，即r 《λ。 瑞利散射的体积散射削减系数Ksc ，λ -4λs c,C λ=k

C 为洛希米德数,标准状态下,C=1.0563*10-30m3,ksc,λ的单位为m –1。 瑞利散射的体积散射削减系数与波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的：波长越短，散射削减越强。