精选第三章+地球大气系统的能量平衡102资料
第三章 地球上的大气 复习课件 高中地理湘教版(2019)必修一
思考4：赤道地区终年太阳高度较 大，但不是太阳辐射强度最大地 区的原因是什么？
吸收 削
弱 作 反射
用
总
散射
结
臭氧吸收紫外线、二氧化碳和水汽吸收红外线 有选择性
云层、尘埃具有反射作用 无选择性，与云量呈正相关
2. 如图 3-14 所示，投射到地面的太阳辐射,并不能全部被地面所吸收,其中又有一部分被地面反射回宇宙空 间。地面对太阳辐射的反射率大小,取决于地面的性质,如颜色、干湿状况、粗糙程度等。不同性质的地面, 反射率的差异较大。读图,完成相关任务。
太
阳
辐
射
84－95
2299－-3355
20
22－32
26
10－15
14
地面性质 沙土 黏土 浅色土 深色土 草地 耕地
50
新雪 冰
7(平均) 2(赤道)
海洋 海洋
(1)比较不同性质地面的反射率,说一说哪些种类地面的反射率较高,哪些种类地面的反射率较低。
新雪的反射率最高,冰面其次,城市水泥路面也较高,沙土、草地、浅色土、黏土、深色土、海洋、耕 地的反射率较低，赤道海洋最低。
有利影响：逆温现象一定程度上可以抑制沙尘暴的发生，对飞机的飞行也十分 有利，也可应用于谷物种植，提高产量及质量。
一、大气对太阳辐射的削弱作用:
（一）表现 反射、散射、吸收 1、反射作用
（1）参与的大气成分：云层（最显著）和较大颗粒的尘埃
（2）特点: 无选择性 （因而反射光呈白色）
云层
越厚 越多 越低
（1）对流层 —— 与人类的关系最密切
第3讲：热量平衡
地表热量差额的解释
• 当Qd为：
– 正值时，地面通过湍流热交换、蒸发耗热和土壤热交换等方式把 热量传递给周围大气和土壤内部
– 负值时，地面从大气和土壤内部获得热量以达到本身的热量平衡
• 根据不同下垫面，LE 和A可作相应的修改，例如：
– 在陆地土壤中的平均水平温度梯度很小，水平输送量F 接近于0， A 等于垂直交换量H – 在海洋水平和垂直热交换量都很明显，因此，A = F + H – 对于蒸发接近于零的沙漠地区来说，潜热LE = 0。 – 对全年平均来说﹐不论那种下垫面，垂直交换H 都等于0
– = 地面或大气的相对辐射系数，一般取值0.95 – = 斯蒂芬-布尔兹曼常数，等于5.16 W cm-2度-4
–T0 = 地面或大气温度（绝对温度K）
地气系统释放到空间的长波辐射量（1月份）
全球辐射差额随纬度的变化
年平均太阳辐射和长波辐射随 纬度的变化。低纬度地区吸收 的短波辐射大于损失的长波辐 射（净辐射为正），高纬度地 区相反。
IPCC，2007
1955-2005年全球海洋热容量变化
• 在1961年到2003年期间 ，0-3000米海洋层已吸收 约14.1×1022J的热量，等 于地球表面平均每平米加 热0.2W • 1993-2003年，0-700米海 洋层的相应变暖速度要高 一些，约为 0.5±0.18Wm–2 • 相对于1961-2003年， 1993-2003年的变暖速度 较高，但是在2004-2005 年，与2003年相比，出现 了一些冷却情况
• 方程： B = S + D + G – Rk – Rg - U
• 设短波、长波的反射率为、’，则：
B = (S + D)(1- ) + G (1- ’) - U (S + D)为到达地面的总辐射 (Qd)， G (1- ’) 是地面吸收的大气逆辐射
气候系统的能量平衡
dl
A
地面
大阳高度 （h） 大气质量 数（m）
90 1
60
1.15
30
2.0
10
5.6
5
10.4
3
15.4
1
27.0
0
35.4
• 大气透明度
描述大气对太阳辐射衰减的程度,常用透明系数表示 如果介质的光学性质是均匀的,
第 一 节
太阳常数: 大气上界、日地平均距离处、垂直于太阳光线方向、单位时间、单位 面积接收到的所有波长的太阳辐射能。 数值及单位：
I 0 1367 7WM 2
日地平均距离： r0=1.496×108km 近日点日地距离：1.471×108km 远日点日地距离：1.521×108km
地球的赤道平面与黄道平面并不重合，而是有一个交角（二面角），就是黄赤交角。 在公元2000年，这个交角为23°26′21″。
k 为常数
I I 0 e 0
令:
k dl
l
I 0 e
k
0 dl I ek m0 H 0 0
l
P e k 0 H0
P
即为大气对单波 的透明系数
到达地面的单色辐射强度为:
I I P
m 0
I0 I0 I 2 sinh 2 (sin sin cos cos cos ) D D
赤道
23 27 N
0
热带 南温带 南寒带
南回归线
南极圈
2327 S
6633S
地球的五带
第 一 节
地球公转示意图 为什么南北回归线都是23.5 °？ 如果地球的黄道面与赤道面夹角为0°或者90 ° ，会怎么样？
第一部分第三章第1讲地球上的大气-2025年高考地理备考课件
第1讲 地球上的大气
主要包括大气成分和大气[6] 透明度 等状况。大气成分中的二氧化
大气 状况
碳、水汽有利于大气吸收长波辐射，增强温室效应；大气透明度与海拔、 天气(阴晴等)、大气中尘埃和污染物的含量相关，大气透明度较低时，大 气一方面能够在以热量输入为主的白天对太阳辐射有削弱作用，另一方面
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第1讲 地球上的大气
分层
特点
对流 层
对流层高度随纬度升高而降低；气温随[9] 高度 增加而降低；大气上部 冷、下部热，有利于空气的[10] 对流 运动；集中了大气圈几乎全部的 水汽和杂质，天气复杂多变
平流 层
顶部高度为50—55千米；该层的[11] 臭氧 吸收大量太阳紫外线，使地 球上的生命免受过多紫外线伤害；该层大气上部热、下部冷，以[12] 平 流 运动为主，有利于高空飞行
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ能够在以热量输出为主的夜间对地面起保温作用
以上三种状况共同影响各地的大气受热过程，是各地冷热不均和大气运动的重
要原因。
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第1讲 地球上的大气
3. 大气受热过程原理的应用 (1)大气保温作用原理的应用 ①解释温室气体大量排放对全球变暖的影响 温室气体排放增多→大气吸收地面辐射增多→[7] 大气逆辐射 增强，保温作用增
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第1讲 地球上的大气
情境2 “极目一号”Ⅲ型浮空艇 2022年5月15日凌晨，由中国科学院自主研发的“极目一号”Ⅲ型浮空艇从中
国科学院珠穆朗玛峰大气与环境综合观测研究站附近海拔4 270米的发放场地升空， 4时40分，浮空艇升空高度达到4 762米，创造了海拔9 032米的大气科学观测世界纪 录。下图示意“极目一号”Ⅲ型浮空艇升空时的景象。
大气辐射传输与能量平衡
大气辐射传输与能量平衡大气辐射传输和能量平衡是地球气候系统中的重要组成部分，它们对大气、海洋和陆地的热力平衡起着至关重要的作用。
本文将从辐射传输的基本原理开始，逐步探讨大气辐射传输与能量平衡的关系。
1. 大气辐射传输的基本原理大气辐射传输是指太阳辐射穿过大气层并到达地球表面的过程，以及地球表面反射、散射和向大气层发出的辐射传播的过程。
在这个过程中，太阳辐射经过大气层时会被散射、吸收和反射，地球表面则会反射、辐射和传导能量。
大气辐射传输的理论基础主要建立在辐射传输方程上，该方程描述了辐射传输过程中能量的变化。
2. 大气辐射传输与能量平衡的关系大气辐射传输的特点决定了能量平衡在地球气候系统中的重要性。
通过大气辐射传输，太阳能量从太阳辐射源传至地球，其中一部分被大气层吸收，一部分被散射和反射，最后到达地球表面。
地球表面吸收来自太阳辐射的能量，然后通过辐射、传导和对流的方式向大气层释放能量。
大气辐射传输和能量平衡之间的关系在维持地球气候系统的热力平衡方面起着至关重要的作用。
3. 大气辐射传输的影响因素大气辐射传输受多种因素影响，包括大气成分、云层、大气湍流等。
大气成分（如水蒸气、二氧化碳、氧气等）对辐射传输的影响主要体现在吸收和散射方面。
云层对辐射传输有较强的遮挡作用，既会散射太阳辐射，还会吸收和反射来自地面的辐射。
大气湍流则通过对流和辐射的相互作用来影响辐射传输的过程。
了解这些影响因素对于研究大气辐射传输和能量平衡的机制至关重要。
4. 气候变化对大气辐射传输与能量平衡的影响气候变化引起的温度变化和大气成分的变化对大气辐射传输和能量平衡产生了重要影响。
温度的升高会导致大气层的膨胀，从而改变大气的透明度和散射特性。
此外，由人类活动引起的增加的温室气体排放导致大气中温室效应的增强，加剧了大气辐射传输和能量平衡的变化。
因此，理解气候变化对大气辐射传输与能量平衡的影响对于应对气候变化具有重要意义。
总结：大气辐射传输与能量平衡是地球气候系统中的重要组成部分，对维持地球的热力平衡起着至关重要的作用。
第三章(1-2)大气的组成和热能+大气水分和降水
三、水汽凝结现象
（一） 地表面的凝结现象
（二）大气中的凝结现象
（一） 地表面的凝结现象
1、霜与露
日没后，地面及近地面层空气相继冷却，温度降
低。当气温降到露点以下时，水汽即凝附于地面或
地面物体上。如温度在00C以上，水汽凝结为液态，
称为露；温度在00C以下，水汽凝结为固态，称为 霜。
霜常见于冬季，露见于其他季节，以夏季为最多。
度上（我国规定离地面1.5m高），放在百叶窗箱里的温 度计测得的空气温度。
世界年平均气温分布
我国实测最低气温 －53℃，黑龙江漠河
我国实测最高气温48.9℃，新疆吐鲁番
－90℃，南极
北极
北极的年平均气温为-10℃左右 在北极测到的极端低温为-70℃
气温的空间分布
气温的垂直分布 （1）概念：气温随高度变化的情况用单位高度（通 常取100米）气温变化值来表示，称为气温直减率， 以 γ表示，单位为℃／100m 。 对流层大气平均 γ ＝ 0.65 ℃／100m 。 （2）逆温层：温度随高度而增加的气层称为逆温层， 它的状态稳定，会阻止空气的垂直对流运动，因此又 叫阻挡层。
第三章 大气与气候
山东科技大学/蔡玉林
第一节 大气的组成和热能
第一节 大气的组成和热能
一．大气成分 二．大气结构 三．大气热能 四．气温
一、大气的成分
地球大气由多种物质混合组成，包括干洁空气、水
汽、悬浮尘粒和杂质等。
（一）干洁空气（干空气）：
不包含水汽和固体杂质的整个混合气体；
大气的组成
二氧化碳（co2）又称温室气体
2、云滴冲并增长
是指两个或两个以上的水滴相碰合并 而增大的过程。下降时，大水滴追上小 水滴；上升时，小水滴追上大水滴，都 会发生碰并，使云滴迅速增大。
地球的 热量 平衡
地球的热量平衡地球表面的能量平衡1、地球表面的辐射平衡地球表面与大气之间进行着各种形式的运动过程，太阳辐射是维持着平衡的主要源泉。
因此，要研究地球的能量平衡，首先就要研究地球的辐射平衡。
由于地球距离太阳非常遥远，太阳释放的能量只有极微小的部分(20亿分之一)到达地球，以太阳常数计为1372W/m2。
地球每分钟接受的太阳辐射相当于燃烧4亿吨烟煤产生的热量，是地球最主要的能量源泉。
太阳常数的微小变化(或1%)都会引起地球能量系统包括气候的巨大变化。
太阳辐射到达地表以前，要经过大气的削弱作用(反射、散射和吸收)，最后被地表吸收的太阳辐射约占47%。
天气和气候就决定于接受的太阳辐射和散失热量(反射、散射和辐射)之间的平衡。
太阳辐射.1太阳辐射光谱和太阳常数辐射是指具有能量的称为光量子的物质在空间传播的一种形态，传播时释放出的能量称为辐射能。
太阳表面温度约为6000K，具有非常强的辐射能力。
太阳辐射中的辐射按波长的分布称为太阳辐射光谱。
其可分为三部分:紫外区、可见光区和红外区。
.2大气对太阳辐射的削弱作用太阳辐射是通过大气圈进入地球表面的。
由于大气对太阳辐射有一定的吸收、散射和反射等作用，而使太阳辐射不能全部到达地表。
(1)吸收作用太阳辐射穿过大气层时，大气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射能的特性。
占大气体积99%以上的氮、氧对太阳辐射的吸收甚微，主要吸收物质是水汽、CO2和O3。
O3能吸收~的紫外线。
水汽在可见光区和红外区均有不少吸收带，但吸收最强的是在0.73~2.85um的红外区。
水汽的吸收可使太阳辐射损失4%~15%。
CO2的吸收带也主要在红外区，以1.5um和4.3um波长附近的吸收最强。
(2)散射作用太阳辐射遇到空气分子、尘埃、云滴等质点时，要发生散射。
散射可改变辐射的方向从前减少到达地面的太阳辐射能。
当晴空时，空气分子起主要的散射作用，使波长短的蓝紫光散射强，所以天空是蔚蓝色;当阴天或大气中尘埃很多时，以致各种波长的辐射同时被散射，形成散射光长短波混合，使天空呈灰白色。
伍光和《自然地理学》第四版 第三章 重点总结
第三章大气圈与气候系统1、通常把除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体称为干洁空气。
它是地球大气的主体，主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳。
2、只要发生在最大高度上的某种现象与地面气候有关，便可定义这个高度为大气上界。
3、从观测高度到大气上界单位面积上（横截面积1cm2）垂直空气柱的质量为大气压强，简称气压。
气象学把温度为0℃、维度为45°的海平面气压作为标准大气压，称为1个大气压，相当于1.01Kpa。
根据各地同一时刻的海平面气压值，在地图上用等压线绘出高、低气压的分布区域，就是水平气压场。
气压随高度升高而降低。
地面暖区气压常比周围低，而高空气压往往比同高度的临区高。
4、按照温度和运动情况，大气圈可以分为5层。
5、表示太阳辐射强弱的物理量，即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能，称为太阳辐射强度。
6、在日地平均距离（D=1.496×108km）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射称为太阳常数。
7、大气获得能量的具体结构为？1）对太阳辐射的直接吸收。
大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水，占大气体积99%以上的氮和氧对太阳辐射的吸收微弱。
2）对地面辐射的吸收。
地表吸收了到达大气上界太阳辐射能的50%，变成热能使本身温度升高，而后再以大于3um的长波（红外）向外辐射。
地面长波辐射几乎全被近地面40-50m 厚的大气层所吸收。
3）潜热输送。
海面和陆面的水分蒸发使地面热量输送到大气中。
4）感热输送。
陆面、水面温度与底层大气温度并不相等，因此地表和大气间便由感热交换产生能量输送。
8、大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射。
其中一部分外溢到宇宙空间，一部分向下投向地面，后者称为大气逆辐射。
大气逆辐射的存在使地面实际损失的热量略少于以长波辐射放出的能量，因此地面得以保持一定的温暖程度。
这种保温作用，通常称为“花房效应”或“温室效应”。
9、把地面直到大气上界当做一个整体，其辐射能净收入就是地气-系统的辐射平衡。
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考虑实际大气中水汽的潜热输送： 大气中水汽的储存和释放LA； 大气中水汽的水平输送Cv。
地气系统：Bs H s LA Cv CA C0 年平均：Bs L(E r) CA C0 陆地：Bs L(E r) CA
全球长期平均：Bs 0
3.2 辐射平衡变化规律
FB Q(U1 A)UF
B
BA
qF'
F
F
Bs Q(1 A) q' F Bs Qs (1 As ) Fs
考虑到地球截获阳光的面 积与发射长波辐射的全球 表面积之比，
大气上界的天文辐射
地气系统向宇宙空间的 长波放射辐射
Bs
Ss 4
(1
As ) Fs
随纬度增加，辐 射平衡年变化振 幅逐渐减小， 正 辐射平衡持续时 间减少；
图 不同纬度带辐射平衡的年变化
• 洋面的辐射平衡大于陆面辐射平衡?
• 南半球各纬度带的辐射平衡值均比北半球相应纬度 带要大一些?。
大气辐射平衡变化规律
大气辐射平衡由三个分量组成：
大气吸收的短波辐射、
地面有效辐射、 以及长波逸出辐射
大气辐射收支净通量 总是负值。
北半球：
• 大气辐射平衡年总量随纬度的增加，从赤道 （-2345MJ.M-2）到25°N（-2093MJ.M-2）绝对值略 有减少。然后又开始增加，直到60 °N附近绝对值达 到最大，在北极地区又减小。
• 就整个北半球而言，大气层辐射平衡值总是负 值，其辐射净亏损2512MJ.M-2
那曲
夏季晴天辐射平衡各分量的平均日变化曲线
辐射平衡具有明显的日变化，通常正值辐射平 衡的最大值出现在正午附近，负值出现在夜间， 夜间辐射平衡的变化比白天小得多；
午后辐射平衡值比午前相应时间稍小一些（午后 地表温度增高，有效辐射大于午前有效辐射，午 后湍流活动增强，大气混浊度增加，致使入射太 阳辐射比午前减小）；
南半球：• 大气辐射净亏损由赤道-南极圈附近呈增加， 再向南直到南极又开始减小。
• 与北半球相比，南半球（104W.m-2)大气辐 射年平均净亏损大于北半球（80W.m-2)。
经向非对称性
绝对值
• 全球各纬度带大气辐射平衡均为负值，其绝对值 在两极最小，在南北极圈纬度附近达到最大。
地-气系统系统辐射平衡变化规律
热量平衡方程
净辐射 = 地表和大气间感热交换 + 潜热交换 + 地表与下层能量交换 + 地表下能量 水平输送
B P LE H C0 陆地表面： B P LE H
年平均：B P LE 沙漠地区： B P 海洋表面： B P LE C0
大气: BA H A CA Lr P 年平均: BA CA Lr P 地气系统: Bs H s L( E r ) CA C0
观测资料表明: 辐射平衡正 负值交替时间通常出现在太 阳高度角等于10°-15°之间。
图 不同地区夏季晴天辐射平衡平均日变化的比较
G
白天，云存在和云量增加， 将引起总辐射 and有效辐射减少；夜间，云的存在将使有效辐 射出现减小趋势。
各分量日变化振幅比晴天要小，阴天直接太阳辐 射为零，总辐射完全由天空散射辐射构成 ，阴天大 气逆辐射增大， 地面射出辐射减小。
地气系统辐射平衡由两部分组成：
• 地气系统上边界所吸收的入射太阳辐射和 地气系统通过上边界逸出的长波射出辐射。
3.1 能量平衡基本方程 辐射平衡方程
. 地表面辐射平衡项B：
B S ' D G Rs Rl U B Q(1 A) F B F 夜间或冬季
B: 正值表示地面是热源； 负值表示地面是热汇（冷源）。
.大气辐射平衡BA：
逸出宇宙空间的 大气逆辐射 大气辐射
BA q' u' G U
地表辐射平衡变化规律
地表辐射平衡时气候形成主要因子之一，它在 很大程度上决定着土壤上层和近地层的温度分布， 在计算蒸发速度、冰雪消融，以及辐射雾、辐射霜 冻和低温预报等问题上具有重要意义；
在解决气团的形成与变性等天气学上的问题也 具有很大的意义；
在研究流域的水分状况和水域的水文气象特征具 有参考价值。
现代气候学原理
第三章 地球-大气系统的能量平衡（6）
内容简介 太阳辐射是地气系统中一切物理过程和现
象形成的基本能量来源，当太阳辐射穿过大 气到达地球表面时将产生一系列的能量再分 配；任何物体能量的收支都遵循能量守恒定 律，地球、大气和整个地气系统的能量守恒 可以用各自的能量平衡方程表达。
3.1 能量平衡基本方程 3.2 辐射平衡的变化特征 3.3 全球热量平衡 3.4 能量经向调整 3.5 辐射加热率和辐射冷却率 3.6 温室效应
白天正值辐射平衡随云量增加而减小，但 在少云的白天,辐射平衡都比晴天要大?
辐 射 平 衡 有 明 显 的 年 变 化
辐射平衡有明显的年变化，夏季极大值，冬季 极小值；由冬 到夏， 辐射平衡增加是由于地 表吸收辐射的增大超过有效辐射的增大。
在北半球不同地 区，辐射平衡最 大值出现在6、7 月份，最小值在 冬季；
地表长波被大气吸收部分 u ' (1 )U
F U U 大气向宇宙空间逸出的长波辐射
BA q' F F
整层大气的净辐射通量 = 大气层吸收的短
波辐射净通量 q′+ 地面向上长波辐射净通 量u + 地面和大气层向宇宙空间逸出的长波 辐射净通量F。
B• A地 q-'--u气' 系G统U辐射平衡Bs： uB' S(1' D )UG Rs Rl U
B 0 全球多年平均而言，地气系统的辐射
应保持平衡，
s
Ss 4
(1
As )
Fs
热量平衡方程
• 能量守恒定律具有不同表现形式：动量守恒、质 量守恒、热能守恒。
• 热量平衡方程描述地气系统内的热能守恒与转换 关系。
• 辐射能向热能的转换是地气系统中一切气象过程 的基础。
• 对于地气系统的的能量收支看，包括地球和大气 界面上的过量收支，大气本身的能量收支。