辐射能通过电磁波的方式传播的，电磁波的波长范围很广，从波长10-10um的宇宙射击线，到波长达几千米的无线电波。
辐射强度I与辐射通量密度E的关系是：
I=E/cosθ，其中θ为辐射体表面的法线方向与选定方向间的夹角。
（2） 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。
二 大气热能和气温
太阳、地面、大气三者之间以辐射的方式传递辐射能的波长范围在0.15~120um。其中太阳的辐射波长为0.15~4um，地-气系统的辐射波长为3~120um。前者称为短波辐射，后者称为长波辐射。太阳辐射从根本上决定了地球、大气的热状况，从而支配了地球的能量传输过程。
1 太阳辐射（短波辐射）
相对地球辐射来说，太阳辐射是短波辐射。太阳辐射能主要是： 可见光：0.4~0.76um 50%； 红外线：＞0.76um 43%； 紫外线：＜0.4um 7%。
太阳辐射强度：单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能。
太阳常数：在日地平均距离处，大气顶界垂直于太阳光线物平面上，每分钟单位面积（cm2）接受到太阳的辐射能量。推荐值为1367W/m2。
太阳辐射穿透大气层时，受到各种气体分子、尘埃、水气等物质颗粒的吸收、散射和反射，而受到过滤。
过滤后投到地面的太阳辐射由两部分组成： 直接辐射：直接到过地表的辐射； 散射辐射：经大气散射到地表的辐射。
直接辐射+散射辐射=总辐射。总辐射有如下一些变化规律： （1）总辐射在每天的早晚有明显不同的变化； （2）总辐射在一年的四季变化也发生明显变化；
（3）总辐射随地球纬度分布变化而变化，纬度愈高者辐射愈低。
反射率：到达地面的总辐射，一部分被地面吸收转变为热能，一部分被反射，反射部分与总辐射量的百分比为反射率。
对于反射率而言，（1） 不同的入射角有不同的反射率；（2）反射率越大，地表吸收的热量越少。
表4-2 不同性质的地表物质有不同的反射率 地面 反射率 % 地面 反射率 %
砂土 29~35 干草地 29
粘土 20 小麦地 10~25 90℃ 2
浅色土 22~32 新雪 84~95 45℃ 5
深色土 10~15 陈雪 46~60 15℃ 20
黑钙土（干）（湿）
14 8 阔叶林 20 2℃ 78
耕地 14 针叶林 6~19
绿草地 26
水面太阳高度角 反射率 %
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2 长波辐射
地面和大气吸收太阳辐射能，又是依其本身的温度向外辐射热能，地—气间的辐射为长波辐射，波长在3~120um。大气直接吸收太阳短波辐射，增温甚微，大气增温主要是吸收地面长波所。大约有75~95%的地面长波被贴近地表的大气层吸收。低层大气吸收的热又以辐射的形式传递到更高层加热大气，导致对流的温度随高度增加而逐渐降低。
逆辐射：大气吸收地面辐射后再产生的大气辐射中，一部分返回地面，一部分达到宇宙空间，与地面辐射相反的那部分称为大气逆辐射。
花房效应：大气逆辐射使地面放出的长波辐射部分返回，对地表失去的热量起到补偿作用，这种作用称为大气的花房效应。
有人做过估算，如果没有逆辐射，地表平均温度为﹣23℃左右，而实际地表温度为15℃左右。
3 大气能量结构
大气本身对太阳辐射吸收很少，而水、陆、植被等下垫面却能大量吸收太阳辐射。大气获得能量的结构为：
（1）直接吸收太阳辐射 大气中臭氧、水汽、液态水等是吸收太阳辐射热的主要物质，而N2和O2对太阳吸收微弱。
（2）吸收地面辐射
地表吸收了到达大气上界太阳能的50%，变为热能，温度升高，然后以＞3um的长波向外辐射，这种辐射的能量75~95%被大气吸收，只有极少部分逸回宇宙空间。地面是大气的第二热源。
（3）潜热输送
海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中，一方面水分凝结成雨滴或雪，放出潜热；另一方面，雨、雪降落地面，又被蒸发，从而重复交替进行。
（4）感热输送
地面、陆地、水面和低层大气温度并不相等，因此，地面与大气间便由感热交换而产生能量输送。总之，地—气间感热交换的结果，是由地表向大气输送能量。
4 地—气热量平衡
大气、地面吸收太阳短波辐射，又依自身的温度向外发射长波辐射，由此形成整个地—气系统与宇宙间的能量交换。
在地—气系统内，地面与大气之间不断地以辐射和热量输送的形式交换能量。在某一段时间内，物体能量收支的差值，称为辐射平衡或辐射差额。
在没有其它方式交换热量时，辐射平衡决定物体的升温或降温。 当收入辐射＞支出辐射，辐射差额＞0，物体升温 当收入辐射＜支出辐射，辐射差额＜0，物体降温
当收入辐射=支出辐射，辐射差额=0，物体温度没有变化。 辐射差额或辐射平衡规律：
（1）日变化：白天为正值，夜间为负值，正值转负值或负值转正值的时间出现在日落前及日出后1小时左右；
（2）年变化：北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而加大，冬季则相反，甚至出现负值；
（3）纬度变化：地—气系统辐射差额为零的纬度在南北半球35°附近，即从北纬35°到南纬35°附近的地区内，辐射差额＞0，能量盈余，温度上升；北纬35°到南纬35°附近以南，辐射差额＜0，能量亏损，温度下降；
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（4）辐射差额的这种分布是引起高、低纬度之间大气环流和洋流产生的根本原因。在它们的作用下，使盈余热量输送到亏损地区，使全球能量常年平均近于平衡。 5 气温（可根据情况确定为自学内容）
气温是大气热力状况的数量度量。其变化规律有： （1）气温的周期性变化： 日变化： 年变化：
（2）气温的水平分布 P71（1）~（5） （3）气温的垂直分布
对流层气温随海拔升高而降低。但由于纬度、地面性质、大气环流等因素的影响，使得对流层中某些层的温度出现随高度升高而增加的趋势，这一现象叫逆温，这些气层叫逆温层。
逆温层的类型包括：
辐射逆温：近地面常因夜间地面辐射降低而降温，形成逆温层，这样的逆温称为辐射逆温。当晴朗无云无风或微风的夜晚，地表冷却＞有效辐射，冬季强，夏季弱。
平流逆温：当较暖的空气流到较冷的地面或水面上时，也形成逆温，这种逆温叫平流逆温。冬季海上暖流空气平流到大陆上时，形成此种逆温。
下沉逆温：由于表层空气下沉、压缩、增温而形成的逆温称下沉逆温。在山地区，常因冷空气顺坡下沉至谷底，将原来的暖空气抬挤到上空，从而形成逆温，这咱下沉逆温又称为地形逆温。
锋面逆温：冷、暖空气之间的交界面（或过渡区）即是锋面。在对流中，冷暖空气相遇时，密度小的暖空气被密度大冷空气排挤在冷空气之上，因此锋面自地面倾斜于冷空气一侧，当冷暖空气温差较大时，就形成锋面逆温。
实际上，大气中的逆温出现常是几种过程同时发生，故应注意具体分析。 第15讲：（第四章第二节）大气水分与降水 目的要求：
1 要求学生掌握大气的水分特征和大气降水的形成； 2 要求学生掌握大气降水的变化规律。 重点、难点：大气降水的变化规律 一 大气降水
1 湿度（humidity）
大气中的水汽含量，进入大气中的水分子，通过扩散和气流传递而散布于大气中，使大气中含水汽而具有湿度。
(1) 表示法：
(a) 水汽压（e）：大气中水汽所产生的压力。e2=e0×102
e(b) 绝对湿度（α）：单位容积空气所含水汽质量（g/cm3）。α=289T( g/cm3)
(c) 相对湿度（f）：大气实际水汽压（e）与同温度下的饱和水汽压之比，为相对湿度。用%表示，能直接反映空气距饱和程度和大气中水汽的相对含量。
饱和水汽压：温度一定时，单位体积空气中容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气呈饱和状态，称饱和气压。
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（d）露点温度：湿空气等压降温达到饱和的温度即露点温度。 （2）湿度变化分布
(a) 相对湿度日变化通常与气温日变化相反； (b) 相对湿度高低随距海远近及纬度高低而不同. 2 .蒸发与凝结（evaporation & condensation） （1）蒸发
影响蒸发的因素有：蒸发面温度、蒸发面性质、空气湿度和风。 蒸发量一般以一层水的厚度（mm）表示。 （2）凝结
大气中的水汽达到饱和与过饱和，并且空气中有凝结核存在时，发生凝结。 满足凝结这个条件可以通过： ① 增加空气中水汽含量；
② 使含水汽的空气冷却（如绝热冷却、辐射冷却、平流冷却、混合冷却），即降温，使之达到露点。
凝结核的起两个作用： ① 对水汽吸附作用；
② 形成液滴，有助于水汽凝结。 1）地表凝结现象
露与霜 （dew & frost）：
地面温度降低到露点以下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。 若温度＞0℃，水汽凝结为液态，即形成露； 若温度＜0℃，水汽凝结为固态，即形成霜。 雾淞和雨淞：
雾淞是过冷的雾滴附于地面物体或树枝迅速冻结而成，多出现在寒冷高湿度天气。 雨淞是过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成。 2）大气中的凝结现象
雾(fog)：
漂浮在近地面层乳白色微小水滴或冰晶。雾的分布一般沿海多于内地，高纬区多于低纬区。雾的种类有：
辐射雾：地面辐射冷却，贴近地面气层变冷形成的雾； 平流雾：暖空气移到冷下垫面上形成的雾； 蒸气雾：冷空气移到暖水面上形成的雾；
上坡雾：潮湿空气沿山坡上升使水汽凝结而产生的雾； 锋面雾：发生在锋面附近的雾。
霾(haze)：空气中悬浮着的烟、尘等微粒。
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云(cloud)：是高空水汽凝结现象。空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气升到凝结高度时，就形成云。云有不同的外貌特征。云的外貌特征不仅反映法时的大气运动、稳定程度和水汽状况，也是未来天气变化趋势的征兆。
根据云与不同上升气流的关系，可将云分成如下三大类（P79，表3-11）：
a 积状云：是由于空气对流上升，体积膨胀绝热冷却，水汽凝结形成，包括淡积云、浓积云、积雨云。
形成条件：气流上升的高度超过凝区高度。
b 层状云：是空气斜升运动形成层状云，是暖湿空气沿着冷空气的斜坡滑升，也可能是暖湿空气沿地形界面缓慢滑升，形成雨层云、高层云和卷层云。
c 波状云：由于空气密度不同、运动速度不等的两个气层界面上产生波动而形成的云。在大气逆温和等温层上，空气密度和运动速度往往有较大差异，产生波状运动。包括卷积云、高积云、层积云。
云量：天气被云遮蔽的程度。根据气温、气流特点，全球分三个云量带：
① 赤道多云带 ② 纬度20°~30°少云带 ③ 中高纬多云带
3 大气降水
（1） 条件：
当（1）雨滴下降速度超过上升气流速度；（2）雨滴从云层中降落到地面前不被完全蒸发时，表明降水的形成，须经历云滴增大的过程，这个过程有：
① 云滴凝结增长 云体上升绝热冷却，水汽输入 水汽凝结成凝华而增大﹙云滴周围实际水汽压＜云滴饱和水汽压）
云滴与冰晶共存时，冰面饱和水汽压＜水面饱和水汽压，水滴便蒸发变小，冰滴便凝华增大。
② 云集滴冲并增长
大小不同的云滴具有不同的运动速度。下降过程中，个体大者降落速度快，小者速度慢，于是大者冲并小者形成更大的云滴。
（2）类型：
根据降水的成因（上升气流特点），将降水分成：
① 对流雨：空气湿度大，近地面强烈受热，引起对流形成降水； ② 地形雨：暖湿空气前进过程中遇到高山阻碍，被迫抬升，绝热冷却，产生降水； ③ 锋面雨：冷暖空气循交界面滑升，绝热冷却，产生降水； ④ 台风雨：热带海洋的一种空气旋涡，暖湿空气上升，产生强度极大的降水。 （3）降水强度及其时间变化：
(a) 降水强度：单位时间内的降水量为降水强度。降水量是降落在地面的雨、雪、霜、霰等，未经蒸发，渗透流失而积聚在水平面上的水层厚度(mm)。
(b) 日变化：
降水日变化受地方条件制约，可分为两个类型：
大陆型：中纬度大陆性气候条件下，午后和清晨降水量最大; 海洋—海岸型：一天只有一个最大值，出现在清晨，最小值在午后。
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