第三单元 大气和气候
第一节 大气的组成和垂直分层
? 一,大气的组成
? （一）干洁空气
大气中除固体杂质和水汽之外的全部混合气体，
称为干洁空气。氮和氧容积占 99.04％，加上氩，
三者合占 99.97％，其他气体仅占 0.03%。干洁
空气中大多数气体的临界温度低于自然情况下
大气中可能出现的最低温度,CO2 的临界温度
虽然较高，但它所对应的压力却大大超过其实
际分压力。因此，干洁空气中的所有成分都呈
气体状态。
? （二）水汽
水汽主要来源于海洋、江河湖沼和土壤，
以及潮湿物体表面的蒸发和植物的蒸腾。大
气中的水汽含量极不固定，随时间、地点、
条件而不同。其所占容积变化范围为 0— 4％。
观测结果表明，在 1.5— 2km 高度，水汽含量
只及地面的 1/2；在 5km 高度，只相当于地面
的 1/10，再往上更少。水汽含量虽然不多，但
它在大气温度变化范围内可以发生汽态、液
态和固态三相转化，人们常见的云、雾、雨、
雪等天气现象，都是水汽相变的表现。此外，
水汽还善于吸收和放射长波辐射，显著影响
大气和地表的温度。
? （三）固体杂质
悬浮在大气中的固体杂质主要有烟粒、尘埃、盐粒
等，它们的半径一般为 10-2— 10-8cm，多集中于低层
大气中。烟粒主要来源于生产、生活方面的燃烧；尘
埃主要来自经风的吹扬进入大气的地表松散微粒，以
及火山爆发后产生的火山灰、流星燃烧的灰烬；盐粒
则主要是由海洋波浪飞溅进入大气的水滴被蒸发后形
成的，固体杂质的含量陆地上空多于海洋上空，城市
多于乡村，冬季多于夏季，白天多于夜晚，愈近地面
愈多。固体杂质是大气中水汽凝结的必要条件；能吸
收部分太阳辐射，又可阻挡地面长波辐射，对大气和
地表温度有一定影响；其含量多少，还直接影响到大
气能见度的好坏。
（ 四 ） 1,由于煤, 石油等矿物燃料的使用越来越多,
人类社会每年排放的二氧化碳总量在过去三十年里增
加了一倍, 再加上大量砍伐森林, 减少了绿色植物通
过光合作用吸收二氧化碳的能力, 大气中二氧化碳的
浓度在过去三十年里增长了 12％ 。
2,氯氟烃是一种人工合成的化合物, 主要用于制冷
剂, 火箭推进剂等, 到了 80年代中期为止, 全球氯氟
烃的年消费量已达到 100万吨 。
3,由于煤, 石油等矿物燃料的使用越来越多, 排入
空气中的硫, 氮等氧化物不断增加 。
大气组成的这种变化，会产生什么影响?
成云致雨的必要条件
主要
成分
次要
成分
水 汽
固体杂质
生物体的基本成分
维持生物活动的必要物质
植物光合作用的原料；对地面保温
吸收紫外线，使地球上的生
物免遭过量紫外线的伤害
成云致雨的必要条件；对地面保温
大气组成 主 要 作 用
干
洁
空
气 O
3
N2
O2
CO2
大气各成分的作用
二 大气的垂直分层
1、地球大气共分哪几层?
2、在不同纬度，对流层
高度是否一样?为什么?
3、对流层和平流层的气
温如何随高度而变化?原
因是什么?
4、对流层和平流层中，
大气运动的特点是什么?
5、对流层和平流层大
气与人类有何关系?
6、读图，说明电离层
与人类的关系。
分组阅读讨论
大气的垂直分层
对流层
平流层 对流旺盛近地面，
纬度不同厚度变；
高度增来温度减，
只因热源是地面；
天气复杂且多变，
风云雨雪较常见
气温初稳后升热
只因层中臭氧多
水平流动天气好
高空飞行很适合
上冷下热
高空对流
电
离
层
高
层
大
气
电离层能反射
无线电波，对
无线电通讯有
重要作用
? 2、对流层的厚度及特征
A）厚度：本层厚度最簿，并随纬度、季节
而不同，在高纬地区平均,8~9km,中纬地区
平均,10~12km,低纬地区平均 17~18km，夏
季大于冬季。
? B）特征：
? 一是温度随高度的升高而降低；因为该层的
热量来自于地面的长波辐射，平均气温递减
率为 0.65oC/100m；
? 二是具有强烈的对流运动；因为地面受热不
均。
? 三是天气现象复杂多变；几乎所有的水汽、
云、雨、雷、电等现象都发生在此层。
? 3、平流层的特征
? （ 1）气温随高度升高的分布
? 下层：其上界离地面约 35~40km，为同温层
? 上层：其上界离地面约 50~60km，为逆温层，
即气温随高度的升高而降低。因为平流层上层
含有大量的臭氧，臭能大量地吸收太阳紫处线
而增温；
? （ 2）气流以水平运动为主，逆温的存在，对流
不易产生。
? （ 3）水汽、尘埃含量少，天气晴朗，能见度好。
? 4、中间层的特征
? 高度：平流层顶至 85km处。
? （ 1）温度随高度的升高而迅速下降。因为
臭氧的含量下降。
? （ 2）空气以垂直运动为主。但由于空气稀
薄，所出现的天气现象已不如对流层复杂。
? （ 3）在 80km处白天出现一个电离层。
5、暖层的特征
? 高度：中间层至 800km处
? 特征：
? （ 1） 空气质量小，空气稀薄，空气密度只角空气总
质量的 0.5%，在 120km高空，空气密度小至声音都难
于传播。
? （ 2） 温度随高度升高而升高。因为所有波长小于
0.175um的太阳紫外辐射都被暖层气体所吸收，顶层
温度可达 1000度。
? （ 3） 空气处于高度电离状态。
? （ 4） 能反射无线电波
? （ 5） 出现极光现象。
? 6.散逸层（外层）暖层顶之上，因大气十分
稀薄，离地面远，受地球引
? 力场约束微弱，一些高速运动的空气质点就
能散逸到星际空间，所以本层称
? 为散逸层。根据宇宙火箭探测资料，地球大
气层之外，还有一层极其稀薄的
? 电离气体，可伸展到 22000 公里高度，称为
地冕。这可能就是地球大气层向
? 宇宙空间的过渡区域。
? 从大气与地表自然环境之间关系来说，
对流层具有特别重要的意义。下面将主
要讨论对流层范围内的基本情况。
三 大气的热力状况
地球表面处于大气圈、水圈和岩石圈的交
互作用之中，进行着各种形式的运动过程，
包括简单的机械运动和复杂的生命过程，
其中大多数过程的能量直接或间接来自太
阳辐射。太阳辐射透过地球的大气“外衣”
到达地表，经过一系列能量转换之后，形
成对地球生命有深刻影响的大气热力状况。
地球上的气温条件是各种生物繁殖和演化
的重要条件，也是决定地球上能量和物质
输送、转化的重要因素。气温的空间变化
是各地理要素地域分异的根本原因之一。
? 1、辐射的基本知识
? （ 1）物体对辐射的吸收、反射和透射
假设投射到物体上 的总辐射为 Qo，被 吸收的为 Qa，
被反 射的为 Qr，透过的 为 Qd，则根据能量守恒 原
理,Qa+Qr+Qd=Qo
两边同除以 Qo得：
Qa/ Qo +Qr/ Qo +Qd/Qo =1
即； a+r+d=1。
物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波
长和物体的性质而改变。
黑体 —— 能将所有波长的辐射全部吸收掉的物体即
a=1。
? （ 2）有关辐射的基本规律
? 辐射能力强的物体，其吸收能力也强，黑体
的吸收率最大，故它是最好的放射体； 对于
同一物体，如果在温度为 T时，它放射某一
波长的辐射，那么在同一温度下，它也吸收
同样波长的辐射； 任何物体在向四周放射能
量的同时，也吸收能量； 高温物体在单位面
积上放射的能量比低温物体多。斯蒂芬 — 波
尔斯曼定律,E=δ.T4,δ=5.67× 10-8W
（ m2.K4）,大气上界太阳辐射：（可看作
黑体辐射） 太阳表面温度高达 6000K左右，
是炽热的气态球体。
太阳辐射 —— 短波辐射
地面辐射 —— 长波辐射
大气的热力作用
1、大气对太阳辐射的削弱作用
2、大气的保温效应
? 2 太阳辐射
太阳辐射光谱和太阳常数
太阳辐射光谱 —— 太阳辐射中辐射按波长的分
布，称为太阳辐射光谱。见书太阳辐射光谱图。
从图中得出什么规律？
波长过短或过长所负荷的辐射能量都很少；
大气上界太阳辐射光谱在 0.1~5um的范围；
太阳辐射中 99%的能量在 0.15~4um的范围，其中
0.4~0.76um为可见光区，＞ 0.76um的为红外区，＜
0.4um为紫外区。 太阳辐射能主要分布在可见光区
和红外光区，其中，可见光占太阳辐射总能量的
50%，并以 0.47um附近最强，红外区占 43%；紫外
区的太阳辐射能很少，只占 7%。太阳常数 —— 在
大气上界，垂直于太阳光线的 1cm2面积内,1min
内获得的太阳辐射能量，称为太阳常数。
1370W/m2。
? 太阳辐射在大气中的减弱
? 大气的云层和尘埃地太阳辐射的反射。
? 反射能力取决于云的厚薄，薄云反射率：
10~20%；厚云反射率,90%。高层云反射率：
25%；中层云,50%；低层云,65%。
? 大气浑浊度越大，对太阳辐射的削弱也越大。
? 到达地面的太阳辐射与大气上界的情况
不同。由于大气圈对辐射有吸收、散射
和反射等作用，太阳光谱中不同的波长
将受到不同程度的削弱。吸收作用主要
削弱紫外和红外部分，而对可见光部分
则影响较少。散射和反射作用受云层厚
度、水汽含量、大气悬浮微粒的粒径和
含量的影响很大。
? 地面对太阳辐射的反射,
? 到达地面的太阳辐射只有一部分被地面吸收，
另一部他则被地面反射出去。地面对入射太
阳辐射的反射取决于地面的反射率（ r）。而
r又取决于地面的性质。 一般地：陆地表面的
r约为 10%~30%，且随着太阳高度的减小而增
大，深色土比浅色土小，粗糙土比平滑土小；
水面随着太阳高度角和平静度而变，太阳高
度角愈小，其反射率愈大，波浪起伏的水面，
其平均反射率为 10%，对陆地稍小。
? 散射辐射
? 影响散射辐射的因素：太阳高度角、透明
度、云量
? A）太阳高度角大，入射辐射量多，散射辐
也相应地增强；
? B）透明度差，参与散射作用的质点多，散
射辐射也强；
? C）云量大，散射辐射大。
? （ D）太阳光经散射后到达地面的部分。
? 为何天空呈蔚蓝色？
? —— 主要是空气分子在选择地对波长青色、
蓝色光进行散射。
? 为何日出、日落时，太阳呈红色？
? —— 因为太阳高度角不同，太阳光通过大气
的厚度也不同，太阳高度越小，太阳光投射
时所穿过的大气质量就大（垂直时，穿过的
质量数为 1），日出、日落时，日光通过的
大气质量数最大，尤其是低层大气的水滴、
灰尘等大质点多，红光、橙光散射增强，导
致出现红色“霞光”
3 大气的保温效应
? 1）、地面辐射
? 是大气的主要热源，地面辐射绝大部分
（约有 75~95%）被大气中的云、雾、水
汽和二氧化碳等吸收，只有波长为
8.4~12um的部分，可穿过大气层进入宇
宙空间，故称此波段为“大气窗”。
? 2）、大气辐射
? （ 1）大气靠吸收（其吸收具有选择性）地面长波
辐射而增温。
? 1）水汽：对地面长波辐射的吸收最明显，可吸收
5~8.5um,18um~红外区范围的太阳光；
? 2）二氧化碳：吸收波段有 4.3um,14.7um,尤其是在
14.7um为中心的吸收带范围很广；
太阳 地面 大气
大气逆辐射
? 地面和大气既吸收太阳辐射，又依据本
身的温度向外辐射。由于地面和大气的
温度比太阳低得多，因而地面和大气辐
射的电磁波长比太阳辐射波长得多，其
能量集中在 3— 120 微米的红外范围内。
故习惯上称太阳辐射为短波辐射，地面
和大气辐射为长波辐射。
? 据估计，约有 75— 95％的地面长波辐射
被大气吸收，用于大气增温，只有极少
部分穿透大气散失到宇宙空间。由此可
见，地面是大气第二热源。气温变化必
然受到地面性质的影响。地面长波辐射
几乎全被近地面 40— 50 米厚的大气层所
吸收。低层空气吸收的热量又以辐射、
对流等方式传递到较高一层。这是对流
层气温随高度增加而降低的重要原因。
? 地面辐射的方向是向上的，而大气辐射
方向既有向上的，也有向下的。向下的
部分称大气逆辐射。逆辐射可减少地面
因长波辐射而损失的热量。这对地球表
面的热量平衡具有重要意义。它使太阳
短波辐射易于达到地面，地面长波辐射
却不容易散失到宇宙空间，从而对大气
起保温作用，使地面温度变化不致过于
剧烈。这种作用称大气花房效应。
太阳 地面 大气
大气逆辐射
大气热力作用的意义
1、缩小了气温日较差
2、提高了地球表面平均温度
? 4、全球的热量平衡
? 综上所述，太阳短波辐射为大气和地面所吸收，大气和
地面又依据本身的温度向外发射长波辐射，这样就形成
了整个地 -气系统与宇宙空间不断地以辐射形式进行能
量交换。在地理环境内部，地面与大气也不断以辐射和
热量输送的形式交换能量。在某一时段内物体能量收支
的差值，称为辐射平衡或辐射差额。当物体收入的辐射
多于支出时，辐射平衡为正，物体热量盈余，温度升高；
反之，辐射平衡为负，物体热量亏损，温度将降低；若
物体收入的辐射与支出相等，则辐射平衡为零，温度无
显著变化。
热量收支平衡
3）大气上界,100（收） =（支）
34+60+6
1）地面,47+106（收） =（支） 120+23+10
2）大气,19+114+23+10（收） =（支） 166
? 全球年平均辐射平衡为零，但局部地区
却并非如此。低纬地区辐射平衡为正，
能量盈余；高纬地区辐射平衡为负，能
量亏损；高纬地区亏损的部分由低纬地
区盈余的部分补充，能量由低纬向高纬
输送主要是依靠全球性的大气环流和洋
流进行的。
? 辐射平衡有明显的日变化与年变化。在一日内，白天
收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，故辐射平衡为
正；夜晚情况相反，辐射平衡为负。辐射平衡由正转
为负或由负转为正的时刻，分别出现在日没前与日出
后一小时。在一年内，北半球夏季的辐射平衡因收入
的太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。
这种年变化情况因纬度不同而不同，纬度愈高，辐射
平衡保持正值的月份愈少。例如，宜昌全年辐射平衡
均为正值，而列宁格勒只有五个月为正值，在极圈范
围内则大部分时间出现负值
大气的热力状况
大
气
的
热
力
状
况
大气的热力作用 大气对太阳的削弱作用
大气的保温效应
太阳 地面 大气
大气逆辐射
全球的热量平衡
二、气温
? 气温是大气热力状况的数量度量。气温的变化特点通常使用平均温 度和极端值 —— 绝对最高温度、绝对最低温度来表示，地理位置、
海拔高度、气块运动、季节、时间以及地面性质都是影响气温的分
布和变化的因素。大气从地面获得的能量比直接吸收的太阳辐射能
多，所以地面性质对气温变化影响极大。地球表面结构不均一，首
先可以分为大陆和海洋两大部分。大陆表面主要由岩石及其风化物 和土壤所组成，热容量小，约为 0.2 卡 /克 ·度，海洋热容量较大，为
1 卡 /克 ·度，二者对热能的反映存在显著的差别。水体蒸发耗热较
多，且可以通过垂直的和水平的水流运动将热量向周围和深处传递；
而陆地蒸发耗热少，向周围传导的热量也少。所以当吸收同等的太
阳辐射时，水体吸热慢，增温也慢；陆面吸热快，增温也快。当太
阳辐射强度下降至零时，水体与陆面都因长波辐射而放热，水体放
热速度很慢，降温自然也很慢；陆面情况则相反。水体与大陆在热
能反映上的差异，使水体上的气温变化较缓和，大陆上的气温变化 较剧烈。
第一节 大气的组成和垂直分层
? 一,大气的组成
? （一）干洁空气
大气中除固体杂质和水汽之外的全部混合气体，
称为干洁空气。氮和氧容积占 99.04％，加上氩，
三者合占 99.97％，其他气体仅占 0.03%。干洁
空气中大多数气体的临界温度低于自然情况下
大气中可能出现的最低温度,CO2 的临界温度
虽然较高，但它所对应的压力却大大超过其实
际分压力。因此，干洁空气中的所有成分都呈
气体状态。
? （二）水汽
水汽主要来源于海洋、江河湖沼和土壤，
以及潮湿物体表面的蒸发和植物的蒸腾。大
气中的水汽含量极不固定，随时间、地点、
条件而不同。其所占容积变化范围为 0— 4％。
观测结果表明，在 1.5— 2km 高度，水汽含量
只及地面的 1/2；在 5km 高度，只相当于地面
的 1/10，再往上更少。水汽含量虽然不多，但
它在大气温度变化范围内可以发生汽态、液
态和固态三相转化，人们常见的云、雾、雨、
雪等天气现象，都是水汽相变的表现。此外，
水汽还善于吸收和放射长波辐射，显著影响
大气和地表的温度。
? （三）固体杂质
悬浮在大气中的固体杂质主要有烟粒、尘埃、盐粒
等，它们的半径一般为 10-2— 10-8cm，多集中于低层
大气中。烟粒主要来源于生产、生活方面的燃烧；尘
埃主要来自经风的吹扬进入大气的地表松散微粒，以
及火山爆发后产生的火山灰、流星燃烧的灰烬；盐粒
则主要是由海洋波浪飞溅进入大气的水滴被蒸发后形
成的，固体杂质的含量陆地上空多于海洋上空，城市
多于乡村，冬季多于夏季，白天多于夜晚，愈近地面
愈多。固体杂质是大气中水汽凝结的必要条件；能吸
收部分太阳辐射，又可阻挡地面长波辐射，对大气和
地表温度有一定影响；其含量多少，还直接影响到大
气能见度的好坏。
（ 四 ） 1,由于煤, 石油等矿物燃料的使用越来越多,
人类社会每年排放的二氧化碳总量在过去三十年里增
加了一倍, 再加上大量砍伐森林, 减少了绿色植物通
过光合作用吸收二氧化碳的能力, 大气中二氧化碳的
浓度在过去三十年里增长了 12％ 。
2,氯氟烃是一种人工合成的化合物, 主要用于制冷
剂, 火箭推进剂等, 到了 80年代中期为止, 全球氯氟
烃的年消费量已达到 100万吨 。
3,由于煤, 石油等矿物燃料的使用越来越多, 排入
空气中的硫, 氮等氧化物不断增加 。
大气组成的这种变化，会产生什么影响?
成云致雨的必要条件
主要
成分
次要
成分
水 汽
固体杂质
生物体的基本成分
维持生物活动的必要物质
植物光合作用的原料；对地面保温
吸收紫外线，使地球上的生
物免遭过量紫外线的伤害
成云致雨的必要条件；对地面保温
大气组成 主 要 作 用
干
洁
空
气 O
3
N2
O2
CO2
大气各成分的作用
二 大气的垂直分层
1、地球大气共分哪几层?
2、在不同纬度，对流层
高度是否一样?为什么?
3、对流层和平流层的气
温如何随高度而变化?原
因是什么?
4、对流层和平流层中，
大气运动的特点是什么?
5、对流层和平流层大
气与人类有何关系?
6、读图，说明电离层
与人类的关系。
分组阅读讨论
大气的垂直分层
对流层
平流层 对流旺盛近地面，
纬度不同厚度变；
高度增来温度减，
只因热源是地面；
天气复杂且多变，
风云雨雪较常见
气温初稳后升热
只因层中臭氧多
水平流动天气好
高空飞行很适合
上冷下热
高空对流
电
离
层
高
层
大
气
电离层能反射
无线电波，对
无线电通讯有
重要作用
? 2、对流层的厚度及特征
A）厚度：本层厚度最簿，并随纬度、季节
而不同，在高纬地区平均,8~9km,中纬地区
平均,10~12km,低纬地区平均 17~18km，夏
季大于冬季。
? B）特征：
? 一是温度随高度的升高而降低；因为该层的
热量来自于地面的长波辐射，平均气温递减
率为 0.65oC/100m；
? 二是具有强烈的对流运动；因为地面受热不
均。
? 三是天气现象复杂多变；几乎所有的水汽、
云、雨、雷、电等现象都发生在此层。
? 3、平流层的特征
? （ 1）气温随高度升高的分布
? 下层：其上界离地面约 35~40km，为同温层
? 上层：其上界离地面约 50~60km，为逆温层，
即气温随高度的升高而降低。因为平流层上层
含有大量的臭氧，臭能大量地吸收太阳紫处线
而增温；
? （ 2）气流以水平运动为主，逆温的存在，对流
不易产生。
? （ 3）水汽、尘埃含量少，天气晴朗，能见度好。
? 4、中间层的特征
? 高度：平流层顶至 85km处。
? （ 1）温度随高度的升高而迅速下降。因为
臭氧的含量下降。
? （ 2）空气以垂直运动为主。但由于空气稀
薄，所出现的天气现象已不如对流层复杂。
? （ 3）在 80km处白天出现一个电离层。
5、暖层的特征
? 高度：中间层至 800km处
? 特征：
? （ 1） 空气质量小，空气稀薄，空气密度只角空气总
质量的 0.5%，在 120km高空，空气密度小至声音都难
于传播。
? （ 2） 温度随高度升高而升高。因为所有波长小于
0.175um的太阳紫外辐射都被暖层气体所吸收，顶层
温度可达 1000度。
? （ 3） 空气处于高度电离状态。
? （ 4） 能反射无线电波
? （ 5） 出现极光现象。
? 6.散逸层（外层）暖层顶之上，因大气十分
稀薄，离地面远，受地球引
? 力场约束微弱，一些高速运动的空气质点就
能散逸到星际空间，所以本层称
? 为散逸层。根据宇宙火箭探测资料，地球大
气层之外，还有一层极其稀薄的
? 电离气体，可伸展到 22000 公里高度，称为
地冕。这可能就是地球大气层向
? 宇宙空间的过渡区域。
? 从大气与地表自然环境之间关系来说，
对流层具有特别重要的意义。下面将主
要讨论对流层范围内的基本情况。
三 大气的热力状况
地球表面处于大气圈、水圈和岩石圈的交
互作用之中，进行着各种形式的运动过程，
包括简单的机械运动和复杂的生命过程，
其中大多数过程的能量直接或间接来自太
阳辐射。太阳辐射透过地球的大气“外衣”
到达地表，经过一系列能量转换之后，形
成对地球生命有深刻影响的大气热力状况。
地球上的气温条件是各种生物繁殖和演化
的重要条件，也是决定地球上能量和物质
输送、转化的重要因素。气温的空间变化
是各地理要素地域分异的根本原因之一。
? 1、辐射的基本知识
? （ 1）物体对辐射的吸收、反射和透射
假设投射到物体上 的总辐射为 Qo，被 吸收的为 Qa，
被反 射的为 Qr，透过的 为 Qd，则根据能量守恒 原
理,Qa+Qr+Qd=Qo
两边同除以 Qo得：
Qa/ Qo +Qr/ Qo +Qd/Qo =1
即； a+r+d=1。
物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波
长和物体的性质而改变。
黑体 —— 能将所有波长的辐射全部吸收掉的物体即
a=1。
? （ 2）有关辐射的基本规律
? 辐射能力强的物体，其吸收能力也强，黑体
的吸收率最大，故它是最好的放射体； 对于
同一物体，如果在温度为 T时，它放射某一
波长的辐射，那么在同一温度下，它也吸收
同样波长的辐射； 任何物体在向四周放射能
量的同时，也吸收能量； 高温物体在单位面
积上放射的能量比低温物体多。斯蒂芬 — 波
尔斯曼定律,E=δ.T4,δ=5.67× 10-8W
（ m2.K4）,大气上界太阳辐射：（可看作
黑体辐射） 太阳表面温度高达 6000K左右，
是炽热的气态球体。
太阳辐射 —— 短波辐射
地面辐射 —— 长波辐射
大气的热力作用
1、大气对太阳辐射的削弱作用
2、大气的保温效应
? 2 太阳辐射
太阳辐射光谱和太阳常数
太阳辐射光谱 —— 太阳辐射中辐射按波长的分
布，称为太阳辐射光谱。见书太阳辐射光谱图。
从图中得出什么规律？
波长过短或过长所负荷的辐射能量都很少；
大气上界太阳辐射光谱在 0.1~5um的范围；
太阳辐射中 99%的能量在 0.15~4um的范围，其中
0.4~0.76um为可见光区，＞ 0.76um的为红外区，＜
0.4um为紫外区。 太阳辐射能主要分布在可见光区
和红外光区，其中，可见光占太阳辐射总能量的
50%，并以 0.47um附近最强，红外区占 43%；紫外
区的太阳辐射能很少，只占 7%。太阳常数 —— 在
大气上界，垂直于太阳光线的 1cm2面积内,1min
内获得的太阳辐射能量，称为太阳常数。
1370W/m2。
? 太阳辐射在大气中的减弱
? 大气的云层和尘埃地太阳辐射的反射。
? 反射能力取决于云的厚薄，薄云反射率：
10~20%；厚云反射率,90%。高层云反射率：
25%；中层云,50%；低层云,65%。
? 大气浑浊度越大，对太阳辐射的削弱也越大。
? 到达地面的太阳辐射与大气上界的情况
不同。由于大气圈对辐射有吸收、散射
和反射等作用，太阳光谱中不同的波长
将受到不同程度的削弱。吸收作用主要
削弱紫外和红外部分，而对可见光部分
则影响较少。散射和反射作用受云层厚
度、水汽含量、大气悬浮微粒的粒径和
含量的影响很大。
? 地面对太阳辐射的反射,
? 到达地面的太阳辐射只有一部分被地面吸收，
另一部他则被地面反射出去。地面对入射太
阳辐射的反射取决于地面的反射率（ r）。而
r又取决于地面的性质。 一般地：陆地表面的
r约为 10%~30%，且随着太阳高度的减小而增
大，深色土比浅色土小，粗糙土比平滑土小；
水面随着太阳高度角和平静度而变，太阳高
度角愈小，其反射率愈大，波浪起伏的水面，
其平均反射率为 10%，对陆地稍小。
? 散射辐射
? 影响散射辐射的因素：太阳高度角、透明
度、云量
? A）太阳高度角大，入射辐射量多，散射辐
也相应地增强；
? B）透明度差，参与散射作用的质点多，散
射辐射也强；
? C）云量大，散射辐射大。
? （ D）太阳光经散射后到达地面的部分。
? 为何天空呈蔚蓝色？
? —— 主要是空气分子在选择地对波长青色、
蓝色光进行散射。
? 为何日出、日落时，太阳呈红色？
? —— 因为太阳高度角不同，太阳光通过大气
的厚度也不同，太阳高度越小，太阳光投射
时所穿过的大气质量就大（垂直时，穿过的
质量数为 1），日出、日落时，日光通过的
大气质量数最大，尤其是低层大气的水滴、
灰尘等大质点多，红光、橙光散射增强，导
致出现红色“霞光”
3 大气的保温效应
? 1）、地面辐射
? 是大气的主要热源，地面辐射绝大部分
（约有 75~95%）被大气中的云、雾、水
汽和二氧化碳等吸收，只有波长为
8.4~12um的部分，可穿过大气层进入宇
宙空间，故称此波段为“大气窗”。
? 2）、大气辐射
? （ 1）大气靠吸收（其吸收具有选择性）地面长波
辐射而增温。
? 1）水汽：对地面长波辐射的吸收最明显，可吸收
5~8.5um,18um~红外区范围的太阳光；
? 2）二氧化碳：吸收波段有 4.3um,14.7um,尤其是在
14.7um为中心的吸收带范围很广；
太阳 地面 大气
大气逆辐射
? 地面和大气既吸收太阳辐射，又依据本
身的温度向外辐射。由于地面和大气的
温度比太阳低得多，因而地面和大气辐
射的电磁波长比太阳辐射波长得多，其
能量集中在 3— 120 微米的红外范围内。
故习惯上称太阳辐射为短波辐射，地面
和大气辐射为长波辐射。
? 据估计，约有 75— 95％的地面长波辐射
被大气吸收，用于大气增温，只有极少
部分穿透大气散失到宇宙空间。由此可
见，地面是大气第二热源。气温变化必
然受到地面性质的影响。地面长波辐射
几乎全被近地面 40— 50 米厚的大气层所
吸收。低层空气吸收的热量又以辐射、
对流等方式传递到较高一层。这是对流
层气温随高度增加而降低的重要原因。
? 地面辐射的方向是向上的，而大气辐射
方向既有向上的，也有向下的。向下的
部分称大气逆辐射。逆辐射可减少地面
因长波辐射而损失的热量。这对地球表
面的热量平衡具有重要意义。它使太阳
短波辐射易于达到地面，地面长波辐射
却不容易散失到宇宙空间，从而对大气
起保温作用，使地面温度变化不致过于
剧烈。这种作用称大气花房效应。
太阳 地面 大气
大气逆辐射
大气热力作用的意义
1、缩小了气温日较差
2、提高了地球表面平均温度
? 4、全球的热量平衡
? 综上所述，太阳短波辐射为大气和地面所吸收，大气和
地面又依据本身的温度向外发射长波辐射，这样就形成
了整个地 -气系统与宇宙空间不断地以辐射形式进行能
量交换。在地理环境内部，地面与大气也不断以辐射和
热量输送的形式交换能量。在某一时段内物体能量收支
的差值，称为辐射平衡或辐射差额。当物体收入的辐射
多于支出时，辐射平衡为正，物体热量盈余，温度升高；
反之，辐射平衡为负，物体热量亏损，温度将降低；若
物体收入的辐射与支出相等，则辐射平衡为零，温度无
显著变化。
热量收支平衡
3）大气上界,100（收） =（支）
34+60+6
1）地面,47+106（收） =（支） 120+23+10
2）大气,19+114+23+10（收） =（支） 166
? 全球年平均辐射平衡为零，但局部地区
却并非如此。低纬地区辐射平衡为正，
能量盈余；高纬地区辐射平衡为负，能
量亏损；高纬地区亏损的部分由低纬地
区盈余的部分补充，能量由低纬向高纬
输送主要是依靠全球性的大气环流和洋
流进行的。
? 辐射平衡有明显的日变化与年变化。在一日内，白天
收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，故辐射平衡为
正；夜晚情况相反，辐射平衡为负。辐射平衡由正转
为负或由负转为正的时刻，分别出现在日没前与日出
后一小时。在一年内，北半球夏季的辐射平衡因收入
的太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。
这种年变化情况因纬度不同而不同，纬度愈高，辐射
平衡保持正值的月份愈少。例如，宜昌全年辐射平衡
均为正值，而列宁格勒只有五个月为正值，在极圈范
围内则大部分时间出现负值
大气的热力状况
大
气
的
热
力
状
况
大气的热力作用 大气对太阳的削弱作用
大气的保温效应
太阳 地面 大气
大气逆辐射
全球的热量平衡
二、气温
? 气温是大气热力状况的数量度量。气温的变化特点通常使用平均温 度和极端值 —— 绝对最高温度、绝对最低温度来表示，地理位置、
海拔高度、气块运动、季节、时间以及地面性质都是影响气温的分
布和变化的因素。大气从地面获得的能量比直接吸收的太阳辐射能
多，所以地面性质对气温变化影响极大。地球表面结构不均一，首
先可以分为大陆和海洋两大部分。大陆表面主要由岩石及其风化物 和土壤所组成，热容量小，约为 0.2 卡 /克 ·度，海洋热容量较大，为
1 卡 /克 ·度，二者对热能的反映存在显著的差别。水体蒸发耗热较
多，且可以通过垂直的和水平的水流运动将热量向周围和深处传递；
而陆地蒸发耗热少，向周围传导的热量也少。所以当吸收同等的太
阳辐射时，水体吸热慢，增温也慢；陆面吸热快，增温也快。当太
阳辐射强度下降至零时，水体与陆面都因长波辐射而放热，水体放
热速度很慢，降温自然也很慢；陆面情况则相反。水体与大陆在热
能反映上的差异，使水体上的气温变化较缓和，大陆上的气温变化 较剧烈。
