《第2章 辐射与热量平衡.ppt》由会员分享，可在线阅读，更多相关《第2章 辐射与热量平衡.ppt（53页珍藏版）》请在taowenge.com淘文阁网|工程机械CAD图纸|机械工程制图|CAD装配图下载|SolidWorks_CaTia_CAD_UG_PROE_设计图分享下载上搜索。
1、第2章 辐射与热量平衡2.1 辐射的基本知识2.2 太阳辐射2.3 地面和大气辐射2.4 地面及地气系统的辐射差额2.5 地面热量平衡及地气系统的热量收支2.6 地面温度和气温的周期变化思考题气象学与气候学 自然界中一切物理过程和现象，乃至生命活动和现象，都直接或间接地以辐射能为能源基础，辐射能包括太阳辐射、地面辐射和大气辐射。Visible light第2章 辐射与热量平衡2.1 辐射的基础知识2.1.1 辐射与辐射能X-raysl 10nmUltraviolet(UV)10 l 400nmVisible0.4 l 0.7mNear-Infrared(Near-IR)0.7 l 3.5mMi
2、ddle-IR3.5 l 30mFar-IR30 l 100mMicrowave1mml1m电磁波谱辐射的度量 (1)辐射通量和辐射通量密度：单位时间内通过任一表面的辐射能称为辐射通量，单位W，或J/s；辐射通量除以辐射所通过的面积则称为辐射通量密度，用F 表示，单位W/m-2。第2章 辐射与热量平衡 例如，太阳辐射通量约为3.9X1026W，太阳半径约为7X108m，则太阳表面辐射通量密度为2.1 辐射的基础知识2.1.1 辐射与辐射能辐射的度量 （2）辐射强度（I）：在单位时间(t)、单位立体角()内，沿一定方向垂直通过任意单位面积的辐射能(F)，称为该方向的辐射强度，单位为W m-2 s
3、r-1；第2章 辐射与热量平衡SFI点光源n2.1 辐射的基础知识2.1.1 辐射与辐射能辐射的度量（3）辐射通量密度与辐射强度的关系：第2章 辐射与热量平衡 S上的辐射通量密度为 或 于是，整个半球面的辐射通量为注：所以，对于各向同性的辐射，辐射通量密度等于辐射强度的 倍。dFI2.1 辐射的基础知识2.1.1 辐射与辐射能附：立体角定义积分得球面弧度：球坐标系中，半径为r的球面上位于天顶角 和方位角 处的立体角微元d定义为：rdldd=dl/ro第2章 辐射与热量平衡立体角单位为立体弧度（steradians,sr）r普朗克函数（The Planck Function）：单色波黑体辐射强度
4、I*)与其温度(T)和辐射的波长()之间具有如下的关系：其中，h、k及c 依次为普朗克常数、Boltzmann常数及光速:第2章 辐射与热量平衡太阳辐射地球辐射2.1 辐射的基础知识2.1.1 辐射与辐射能基尔霍夫(Kirchhoff)定律：基尔霍夫(Kirchhoff)定律：任何物体对一定波长()的比辐射率与其对同一波长的吸收率a相等，即 意义：若物体能强烈吸收某一波长的辐射，则一定也能强烈发射同一波长的辐射。任何物体的辐射通量密度E与同温度下黑体辐射通量密度E*之比，称为比辐射率，即 第2章 辐射与热量平衡2.1 辐射的基础知识2.1.1 辐射与辐射能 作用：任意物体的辐射强度等于黑体辐射
5、强度与其比辐射率之积，即Stefan-Boltzmann定律：将普朗克函数I*对波长()积分，得黑体辐射强度（I*），即 上式称为Stefan-Boltzmann定律。表明物体温度越高，其放射能力越强。因黑体辐射为各向同性，根据辐射通量和辐射强度的关系，得黑体辐射通量密度E*，为。推论：根据Stefan-Boltzmann定律计算的温度称为等效黑体温度或亮度温度（Brightness temperature）TB。第2章 辐射与热量平衡2.1 辐射的基础知识2.1.1 辐射与辐射能Wien定律：黑体辐射的光谱强度（单色辐射能力）最大值对应的波长（m）与其热力学温度(T)成反比，其中，常数C=2
6、897103 nm K 太阳辐射(短波辐射):T=6000K,则m=480nm;地球辐射(长波辐射):T=288K,则m=10.1103nm;太阳辐射地球辐射第2章 辐射与热量平衡2.1 辐射的基础知识2.1.1 辐射与辐射能太阳常数(I0)：当日地平均距离时，大气上界垂直于太阳光线的单位面积上单位时间内获得的太阳辐射能量，称为太阳常数I0，I0=1370W/m2。由于地球与太阳间的天体运动，大气上界的实际太阳辐射强度是有所变化的。第2章 辐射与热量平衡2.2 太阳辐射2.2.1 太阳辐射光谱和太阳常数太阳光谱：6000K黑体光谱大气上界太阳光谱波长范围：0.15m4m可见光0.40.76m，
7、50%；红外线0.76m，43%；紫外线0.4m，7%。第2章 辐射与热量平衡2.2 太阳辐射2.2.1 太阳辐射光谱和太阳常数日地距离：到达大气上界的太阳辐射又称为天文辐射，与日地距离的平方成反比，若日地平均距离为r0，则实际距离为r时的天文辐射强度I为：第2章 辐射与热量平衡-3.5%+3.5%2.2 太阳辐射2.2.2 到达大气上界的太阳辐射太阳高度：第2章 辐射与热量平衡2.2 太阳辐射2.2.2 到达大气上界的太阳辐射 定义：太阳光线与地表水平面之间的夹角，变化范围090；hII 太阳光线地面 公式：地理纬度太阳赤纬时角 地面水平面上太阳辐射强度I：其中，dt为时间，dQs为该时间里
8、地面单位水平面积上的太阳辐射能。2.2 太阳辐射2.2.2 到达大气上界的太阳辐射太阳高度：相关天文学知识 天体视运动ZZ =纬度jSS =日赤纬ZS =日时角ZS=天顶角春分夏至冬至E秋分日时圈rZZ北天极南天极SS天子午圈天赤道黄道白昼长度：第2章 辐射与热量平衡 定义：从日出到日落的时间间隔。公式：令 则 其中，-0为日出时角，0为日落时角，20为白昼长度，表示天文辐射的可照时间，随纬度和太阳赤纬而变。任意地点一日内单位面积水平面上的太阳辐射能：其中，T为一日时间长度（1440min），2.2 太阳辐射2.2.2 到达大气上界的太阳辐射结论：太阳（天文）辐射Qs取决于纬度和季节变化。天文
9、辐射的分布和变化不受大气影响，主要决定于日地距离、太阳高度角和白昼长度。据理论计算，天文辐射的时空分布规律：全年赤道获得的太阳辐射最多，从赤道向极地随纬度增高而减小，极小值出现在极点，年变幅最小。夏半年在2025的纬度带，获得太阳辐射最多，由此向赤道和极地递减，最小值在极点，出现极昼，高低纬度之间的差值较小。冬半年赤道获得太阳辐射最多，随纬度增高迅速递减，高低纬度之间的差值大。同一纬度，冬、夏太阳辐射的差值，随纬度增高而增大，即太阳辐射的年振幅随纬度增高而增大。天文辐射的时空分布规律（1）大气吸收 选择性：大气只吸收特定波段的太阳辐射。O2强烈吸收0，地面升温；夜晚R0，地面热盈余；高纬度R0
10、；35N以北和35S以南，Re0。因此，为维持能量平衡，需将低纬地区盈余的热量输送至高纬地区，这种热量的输送主要是由大气环流和海洋环流来完成。大气Q总地面FSa2.4 地面及地-气系统的辐射差额2.4.2 地气系统的辐射差额全球年均辐射差额分布Latitudinal Variation of the Radiation Balance 全球年均地面太阳辐射分布Annual global distribution of insolation(kcal/cm2)Q总=Q总(1-A)=(S+D)(1-A)全球年均地面辐射差额分布Annual global distribution of net ra
11、diation(Kcal/cm2)R=Q总总-F 第二章大气的热能和温度定义：R+LE+P+A=0陆地表面：R+LE+P+B=0沙漠地区：R+P=0海洋：R+LE+P+A=0 特点：上述平衡方程是多年平均结果，方程中各项具有明显日、年等变化，因此，特定时段内热量通常并不平衡，表现为局部时段内的升温或降温。大气地面R2.5 地面热量平衡地-气系统的热量收支2.5.1 地面热量平衡方程LEPCBA=B+C2.5 地面热量平衡地-气系统的热量收支2.5.2 地气系统的热量收支全球地-气热交换Global distribution of sensible heat 全球蒸发潜热分布Global dis
12、tribution of latent heat.反射率不同 陆面反射率比水面的大约 1020；第二章大气的热能和温度热传导差异 海水易流动、热传导快；蒸发量差异 海面蒸发远大于陆面蒸发；热容量差异 海水热容量远大于陆地。2.6 地面温度和大气温度的分布变化2.6.1 地面温度的变化（1）水陆热力差异第二章大气的热能和温度（1）大气传热方式辐射：近地面大气对太阳短波辐射直接吸收很少，主要吸收地面有效辐射。热传导：空气与下垫面、相邻空气层之间，通过分子热运动进行的热量交换，又称感热交换/Sensible Heat Transfer(H)。对流：空气垂直运动/水平运动所引起的热量输送。湍流：空气与
13、下垫面、相邻空气层之间，通过空气不规则运动（湍流）进行的热量交换。蒸发和凝结：下垫面上水分（主要是海洋）蒸发时吸收其热量，这部分热量以潜热形式随水汽向上输送，在高空当水汽凝结时，潜热释放，从而大气间接地从下垫面或周围空气获得热量。2.6 地面温度和大气温度的分布变化2.6.2 气温的时间变化第二章大气的热能和温度（2）日变化2.6 地面温度和大气温度的分布变化2.6.2 气温的时间变化特点：昼高夜低，最高和最低温度，最高气温出现在14点左右，最低气温出现在清晨4点左右。日较差：一日中最高气温与最低气温之差。低纬高纬；陆上海上；夏季冬季；晴天阴天；低海拨高海拨。第二章大气的热能和温度（3）年变化
14、特点：夏高冬低，月平均气温有一个最高值和一个最低值。陆地：北半球七月最高、一月最低，南半球相反；海洋：比陆地迟后一个月左右。年较差：一年中月平均最高气温与月平均最低气温之差。高纬低纬；陆海；低海拔高海拔；年变化类型：赤道型（1）、热带型（2）（3）、温带型（4）、极地型（5）。2.6 地面温度和大气温度的分布变化2.6.2 气温的时间变化第二章大气的热能和温度2.6 地面温度和大气温度的分布变化2.6.3 气温的地理分布表示法：等温线地面上气温相等的各地点的连线，其疏密等走向等可反映气温空间分布；走向等可反映气温空间分布；影响因素：纬度、海陆和高度；纬度、海陆和高度；分布特征：赤道地区气温高，向两极逐渐降低；赤道地区气温高，向两极逐渐降低；冬季，北半球等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极冬季，北半球等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，而夏季相反；地，而夏季相反；“热赤道热赤道”并不位于地理赤道，冬季在并不位于地理赤道，冬季在510N 510N 处，夏季移到处，夏季移到20N20N 左右；左右；“冷极冷极”南半球不论冬夏都在南极，北半球仅夏季在北极附近，而冬季南半球不论冬夏都在南极，北半球仅夏季在北极附近，而冬季出现在东西伯利亚和格陵兰地区。出现在东西伯利亚和格陵兰地区。