第2章辐射与热量平衡PPT讲稿.ppt

《第2章辐射与热量平衡PPT讲稿.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讲稿.ppt（53页珍藏版）》请在淘文阁 - 分享文档赚钱的网站上搜索。

1、第2章辐射与热量平衡第1页，共53页，编辑于2022年，星期一 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 辐射与辐射能第2页，共53页，编辑于2022年，星期一X-raysl 10nmUltraviolet(UV)10 l 400nmVisible0.4 l 0.7mNear-Infrared(Near-IR)0.7 l 3.5mMiddle-IR3.5 l 30mFar-IR30 l 100mMicrowave1mml1m电磁波谱第

2、3页，共53页，编辑于2022年，星期一辐射的度量 (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 辐射与辐射能第4页，共53页，编辑于2022年，星期一辐射的度量 （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 sr-1；第2章 辐

3、射与热量平衡SFI点光源n2.1 辐射的基础知识2.1.1 辐射与辐射能第5页，共53页，编辑于2022年，星期一辐射的度量（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 辐射与辐射能第6页，共53页，编辑于2022年，星期一附：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第7页

4、，共53页，编辑于2022年，星期一普朗克函数（The Planck Function）：单色波黑体辐射强度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 辐射与辐射能第8页，共53页，编辑于2022年，星期一基尔霍夫(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

5、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强度与其比辐射率之积，即第9页，共53页，编辑于2022年，星期一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 temperatur

6、e）TB。第2章 辐射与热量平衡2.1 辐射的基础知识2.1.1 辐射与辐射能第10页，共53页，编辑于2022年，星期一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=2897103 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 辐射与辐射能第11页，共53页，编辑于2022年，星期一太阳常数(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

7、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第12页，共53页，编辑于2022年，星期一太阳光谱：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，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第13页，共53页，编辑于2022年，星期一日地距离：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

8、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第14页，共53页，编辑于2022年，星期一太阳高度：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；第15页，共53页，编辑于2022年，星期一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：第16页，共53页，编辑于2022年，星期一相关天文

9、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第17页，共53页，编辑于2022年，星期一白昼长度：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。第18页，共53页，编辑于2022年，星期一 天文辐射的分布

10、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第19页，共53页，编辑于2022年，星期一（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

11、；夜晚R0，地面热盈余；高纬度R0；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第39页，共53页，编辑于2022年，星期一全球年均辐射差额分布Latitudinal Variation of the Radiation Balance 第40页，共53页，编辑于2022年，星期一 全球年均地面太阳辐射分布Annual global distribution of insolation(kcal/cm2)Q总=Q总(1

12、-A)=(S+D)(1-A)第41页，共53页，编辑于2022年，星期一全球年均地面辐射差额分布Annual global distribution of net radiation(Kcal/cm2)R=Q总总-F 第42页，共53页，编辑于2022年，星期一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LE

13、PCBA=B+C第43页，共53页，编辑于2022年，星期一2.5 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第44页，共53页，编辑于2022年，星期一全球地-气热交换Global distribution of sensible heat 第45页，共53页，编辑于2022年，星期一全球蒸发潜热分布Global distribution of latent heat.第46页，共53页，编辑于2022年，星期一反射率不同 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

14、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47页，共53页，编辑于2022年，星期一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

15、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48页，共53页，编辑于2022年，星期一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49页，共53页，编辑于2022年，星期一第二章大气的热能和温度（3）年变化特点：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

16、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50页，共53页，编辑于2022年，星期一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

17、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。第51页，共53页，编辑于2022年，星期一第52页，共53页，编辑于2022年，星期一第53页，共53页，编辑于2022年，星期一