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一、地面辐射（Eg）

地球辐射能量95%集中在 3 ~ 120 um, 最大辐射能力所对应的波长在10 ~ 15 um

比辐射率：

是指在同一温度下某物体的辐射能力与黑体辐射能力之比，在数值上等于吸收率。

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二、大气逆辐射

大气逆辐射:



大气辐射朝向四面八方，其中一部分逸到宇宙中，大约有62～64%投向地面，投向地面的这部分大气辐射称为大气逆辐射。

大气对8～12μm波段的辐射吸收率较小，这一波段的地面辐射可以直射宇宙空间，称为“大气之窗”。

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三、地面有效辐射

指地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差，单位为W.m-2

影响因素：

大气湿度增加，有效辐射减小

地面温度增加，有效辐射增加

大气温度增加，有效辐射减小

CO2浓度增加，有效辐射减小

夜间有微风，有效辐射减小

海拔高度增加，效辐射增加

粗糙表面有效辐射较大，

潮湿表面有效辐射也较大

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四、地面辐射平衡

辐射平衡日变化特征：

辐射平衡最大值出现在正午以前，最小值出现在傍晚，一天有两次通过零点，一次在日出后，一次在日落前（太阳高度角约10~15度）。

辐射平衡年变化特征：

辐射平衡夏季为正，最大为6月，最小值在12月

辐射平衡随纬度变化特征：

纬度39为零,超过39小于零,小于39大于零

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λ＞3.00μm(无线电波)：不明

1.0 ~ 3.0μm(远红外线): 可被植物吸收转为热能，影响植物体温和蒸腾

1.0～0.72μm(近红外线): 只对植物伸长和光周期起作用

0.72～0.61μm(红橙光) : 可被叶绿素强烈吸收，光合作用最强

0.61～0.51μm(黄绿光) : 低光合作用与弱成形作用

0.51～0.40μm(蓝紫光): 强的光合作用与成形作用

0.51～0.40μm(蓝紫光): 强的光合作用与成形作用

0.40～0.32μm(紫外辐射) : 起成形和着色作用,使植物变矮、颜色变深、叶片变厚等

0.32～0.28μm(紫外线):对大多数植物有害

λ＜0.28μm的远紫外辐射：可立即杀死植物

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太阳辐射中对植物光合作用有效的光谱成分。前苏联和东欧采用0.38~0.71um，西欧和美国采用0.40~0.70um。

PAR = 0.34 S′+ 0.57 D

我国采用:

PAR = 0.45 - 0.49 Q

我国光合有效辐射年总量分布趋势是西高东低，最高值在青藏高原,最低值在四川盆地和贵州高原。

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指单位面积作物光合产物中贮存的能量占该单位面积上所得到的光合有效辐射能量的百分比。

理论计算值:

一般可达6.0～8.0%，而实际生产中仅为0.5～1.0%，最大可达2%。

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作物生长初期覆盖度小

作物群体内光分布不合理

光能转化率低

中、高纬度地区农业受冬季低温的限制

光合作用受空气中二氧化碳含量的限制

作物营养物质的缺乏

自然灾害（气象与病虫等）的影响

不良的水分供应与大气条件使气孔关闭，

影响二氧化碳的有效性与植物的其它功能

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对辐射的收支的长期测量对研究天气和气象学有着非常重要的意义，有助于影响全球气候及其变化的能量吸收和传输机制。这样的地基监测网络和卫星的辐射观测结合起来构成一个完整的系统，为地面修正，从而确保全球的观测提供长期有效的数据；同时对家庭和工业太阳能技术的发展提供直接依据。对于农业气象学和生态学研究，辐射的收支对于蒸发、植物的蒸腾，水的循环研究具有及其重要的价值。
辐射的测量分为太阳辐射测量和地球辐射的测量。
以下是太阳和地球辐射的光谱范围：
　　紫 外：0.2～0.4μm
　　可 见：0.4～0.7μm
　　近红外：0.7～3.0μm
　　红 外：3.0～100μm
　　太阳不断向地球大气及地面发射电磁波。大约99％的太阳辐射或短波辐射的范围在0.3～3.0μm;而绝大多数的地球辐射或称长波辐射集中在3.5～50μm。
　　在地球大气层上表面太阳辐射的强度约为1370W/m2。该值被称为太阳辐射常数。晴朗的白天地球上的许多地方中午的辐射值在1000 W/m2。实际的可获得的能量受位置（经度和纬度）、季节、在当天的时段，这些实际已经可以确定 的最大的因素是云的覆盖度和其它天气条件，这些是应地点和时间经常变化的。这是我们需要长期测量的根本原因。
　　太阳辐射或称短波辐射的测量可细分为天空总辐射（Eg↓）、直接辐射(S)和散射辐射(Ed↓)( Eg↓= S+ Ed↓)。对光谱谱段又可分解为紫外辐射，可见光光谱和近红外光谱。对于收支测量需要测量的短波辐射还包括地面反射辐射(Er↑)。
　　地球辐射或称长波辐射分为天空向下辐射(El↓)和地面向上辐射(El↑)。
　　收入辐射（E↓）= 天空总辐射（Eg↓）+ 天空向下辐射(El↓)
　　支出辐射（E↑）= 地面反射辐射(Er↑) +地面向上辐射(El↑)
　　辐射的收支的差为净辐射（E*）
　　净辐射（E*）= 收入辐射（E↓）-支出辐射（E↑）
　　注：下标g 代表短波；l 代表长波；d 代表散射；r 代表反射。
　　紫外辐射常常单独测量。到达地面的紫外辐射分为两类：UV-A（315－400nm）和UV-B（280－315nm）。
　　臭氧对UV-A 只有微弱的吸收，而对于UV-B 部分在290nm 附近内有急剧的截止。紫外辐射的多种形式直接影响生命，如人类的皮肤、眼睛和免疫系统等以及生态系统，或间接的通过化学反应影响生活质量（空气质量、材料、食品）。DNA 属于最易受到紫外辐射影响的对象。这种破坏通常是不可修复的由此引发人类的各种皮肤癌。从气象业务角度监测地面的紫外辐射及其定量变化对于加强环境评估和公众安全都有十分重要的意义。因此，WMO 强烈建议增加紫外辐射监测进行国家紫外指数的预报。
对于一般的太阳辐射站，一般测量的参数如下：
　　Eg↓、S、Ed↓、El↓

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大气的冷暖和冷暖变化是大气热力状况的重要表现。气温高低和变化实质上是空气中热量多少和收支状况的反应。热量多时，空气分子的平均动能大，气温就高；反之，热量少时气温就低。空气中热量多少和变化是大气与太阳和地面间进行热量交换的结果。

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自然界一切物质，当其温度高于绝对零度时，都要不停地以电磁波的形式向各个方向放射能量。太阳是个炽热的气体球，表面温度高达6000K，它不断地向四周空间辐射着巨大的能量。据计算，太阳每秒钟辐射到宇宙空间的总能量多达38.30×1022kJ/s，而地球所获得的能量仅有1.725×1014kJ/s，只是太阳总辐射能量的20亿分之一。从比数上看，真是微乎其微，但是这些能量却是大气以及地球表层、热量和光照的源泉。地球也从宇宙空间其他星体得到辐射能，其量仅仅相当于太阳辐射能的2500万分之一。地球表层还获得来自地球内部的能量，只是太阳辐射能的5000分之一。由上可见，没有太阳辐射能，大气就没有运动、变化的能量，就不会像现在这样风起云涌、雨雪纷飞；地球表层的水分和物质就不能循环转化，川流不息；地球就会成为没有生命的星体。

太阳辐射能随波长的分布称为太阳辐射光谱。据测量，太阳辐射光谱与6000K的黑体辐射光谱比较接近，波长范围比较广，但辐射能的绝大部分（99%）集中在0.15~4um波段之间，其中可见光区（(0.34~0.76um)约占50%；红外线区占43%；紫外线区仅占7%。根据维恩位移定律，太阳辐射强度的最大波长为0.475um。相当于可见光中的青蓝光段。

当太阳辐射投射到地球上时，其在地球大气上界的分布状况称为太阳辐射的理论分布，反映了太阳辐射未经过大气层影响之前，在地球上的分布规律。由于地球在公转周期中，天文位置不断地发生改变，引起日地距离、太阳高度角和日照时间也不停地发生变化。其变化的主要特征是：太阳辐射量全年获得最多的是赤道，随纬度增高而减少，到极点达到最少，仅占赤道量的40%；赤道区一年中有两个日射最大值，分别出现在春、秋分日，有两个日射最小值，出现在冬至和夏至日；在纬度15度以上，太阳辐射的日总量，由两个最高点逐渐合并为一个最高点，出现在夏至日或其前后．两个最低点也逐渐合并为一个最低点，出现在冬至日；太阳辐射的年较差随纬度增高而增大；赤道区和两极附近太阳辐射量的水平梯度都比较小，而中纬度（尤其45度~55度）水平梯度最大。这些基本规律和特征成为大气热力时空变化的基础。

太阳辐射是穿透大气层到达地面的。在通过深厚的大气层过程中，与大气层物质发生着复杂的相互作用，其中一部分（约24%）太阳辐射（主要是紫外区和红外区）被大气吸收，增加热能；一部分（约23%）被反射；还有一部分（约80%）被散射。结果太阳辐射被大大削弱，只剩24%到达地面，称为太阳直接辐射。同时，地面还获得了大气散射过程中从天空投射到地面的辐射（约21%），称为散射辐射。直接辐射与散射辐射之和构成地面总辐射（约45%），是地面所能获得太阳辐射能的总量。它是地球表面上一切自然过程和物理过程的主要能源，也是大气运动的基本动力。

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大气层的增温和冷却机制在高层（平流层以上各层）大气与低层（对流层）大气是不同的。高层大气主要是通过吸收太阳辐射（主要是紫外波段）获得热量，通过大气本身的向外辐射损失热量，从长期和总体来看，获得与损失的热量大体是平衡的。低层大气同地面相交，地面是大气的主要热源，因而大气与地面间多种形式的热量交换是大气增温冷却的基本途径。热量交换形式中辐射交换是大气与地面间热量交换的主要方式，也是大气各层次间热量交换的重要方式。由于地面的平均温度高于大气，辐射交换会使空气净增热量。当空气与地面间有温度差异时，空气藉分子传导作用，使热量从高温一方传向低温一方。但是大气是热的不良导体，通过传导方式传输的热量很少，而且这种过程主要发生在近地面层。蒸发和凝结是大气与地面热量交换的另一种形式。水分由液态转变为汽态的过程称为蒸发，汽态水转变为液态水的过程称为凝结。一克水在0℃时蒸发为同温度的水汽需消耗2.5×103kJ/kg热量，这些热量以潜热形式储存在水汽中，当水汽在空中凝结时便释放出来，使空气增加热量。地表面蒸发的水分远比凝结的水分为多，因而通过水分相变潜热转移，地表失去热量，大气获得热量。大气中水汽主要集中在5km以下的大气层中，因而这种方式的热量交换主要发生在对流层的中、下部。据估计，地表的广阔海洋和无数河、湖、沼泽、冰原每年大约蒸发518.6×1012m3水分，需要巨额热量，这些热量对大气的增温和冷却具有重要影响。空气的对流运动是由于地表受热不均所引起的空气升降运动，使上、下层空气得以混合，热量在垂直方向上得到传输和交换。因而是对流层中高低层热量交换的重要形式。湍流也是大气低层特别是近地层热量交换的一种形式，它是近地层空气流动过程中受高低不平地面的摩擦作用而产生的不规则运动，又称乱流。湍流发生时，相邻空气团之间发生混合，热量也得到交换。地表越不平滑，风速越大，湍流交换的热量越多。在以上这些热量交换形式中，辐射、传导、蒸发和凝结都可能引起大气中热量增减，而对流、湍流方式发生在大气层内部，引起不同层次间的热量交换，并不能增加或减少大气中的热量。当然，对流和湍流的发展对其他形式的热量交换也有明显影响。大气的增温或冷却往往是以上几种热量交换方式共同作用的结果，只是在某种情况下以某一种或几种方式为主，在另一情况下又以另一种或几种方式为主。从总体来看，辐射是地面与大气间热量交换最重要形式。对流、湍流是大气层中热量传输的主要形式。传导作用仅仅限于近地面层，而且传导热量的数量甚少。蒸发、凝结引起的潜热传输在热带地区（特别是海洋区）具有重要作用。此外，对流层大气通过吸收穿透高层大气过来的太阳辐射增加热量，也通过本身的向外辐射损耗热量。以上热量交换形式都可能引起对流层大气中热能增减和温度升降，一般称为非绝热变化。是大气增温、冷却的根本原因。

作升降运动的气块，在升降运动过程中，同周围大气间即使没有热量交换，（大气升降运动过程中与周围空气交换热量很少，一般视为没有交换，称为绝热过程），也因气压值的改变（大气中压力随高度有变化），引起运动气块体积变化（上升气块因气压降低体积膨胀，下降气块因气压不断上升，体积压缩），与周围空气发生能量交换。能量交换的结果是，上升气块体积膨胀，向周围空气作功，消耗能量，内能减少，气块温度下降；下沉气块的体积被压缩，周围空气向下沉气块作功，气块内能增加，温度升高。如果气块作升降运动过程中，在既无水相变化，又与周围空气无热量交换的情况下发生了温度变化．称为干绝热变化。据计算，干空气每上升或下沉100m，其温度下降或上升1度（0.997度，一般取为1度）。如果湿空气作升降运动，发生了水相变化，引发吸取或释放潜热，缓和或补偿一部分因体积膨胀或压缩引起的内能增减，称为湿绝热变化。湿绝热变化数值小于干绝热变化。在自然界中，大规模的升降运动时有发生，在短时间内可以引起运动气块温度大幅度的变化。

对流层大气的温度变化常常是非绝热变化和绝热变化共同作用引起的，只是有时是以非绝热变化为主，有时又以绝热变化为主。

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大气的热力状况，一般用温度表示。大气温度的空间分布和时间变化，既是相当复杂的，又是比较有规律的。
在对流层中有时会出现气温随高度增高而升高的反常现象，称为逆温。一般来说，逆温的出现只是局部的、短暂的现象，对于整个大气的温度垂直分布规律没有多大影响。
气温的水平分布取决于太阳辐射、海陆分布、大气环流和海拔高度等因素的综合影响。太阳辐射是地表热能的主要来源，它随纬度的分布规律成为气温水平分布的决定性因素，并决定气温大体呈纬向延伸并由赤道向极地递减地分布。海陆间的热力差异，破坏了气温纬向分布，形成许多冷、暖中心，而且使海陆交界处温度梯度明显增大。大气环流是热量和水分（潜热）的水平输送者，调剂着高 低纬间和海陆间的热量。海拔高度对气温水平分布的影响非常复杂，气象上一般采用按高度每升降100m，温度降低或升高0.6度订正到海平面的方法以消除高度的影响。以上因素共同作用下，地球上气温水平分布的特征见图1.2.2、图1.2.3。图1.2.2为1月份平均海平面气温分布图，代表北半球冬季和南半球夏季的气温分布状况。图1.2.3是7月份平均海平面气温分布图，代表北半球夏季和南半球冬季的温度分布状况。这两幅图基本上反映了一年中气温水平分布的情况。
图中线条是等温线，表示同一时间温度值相等点的连线。等温线的形状和排列状况表示气温分布特点。从图上看出1月份和7月份平均海平面气温的数值，都是低纬高、高纬低，并从低纬向高纬逐渐递减；全球等温线大体平行于纬线，海上尤为明显；南半球海洋广阔，等温线比北半球平直、整齐，北半球陆地面积大，海陆交错分布，等温线比较曲折，甚至出现闭合中心；1月份海洋上温度高于同纬度陆地，等温线在大陆上明显向赤道突出，7月份相反；冬季的等温线较夏季密集，北半球的等温线较南半球密集；全球最高温区（年平均海平面气温大于24℃地区，称热赤道）并没有出现在赤道附近，而是在北半球的陆地上（10。N左右）。南半球1月和7月最低温都出现在冰雪覆盖的南极（-90度），而北半球7月份最低温出现在北极附近，1月份最低温则出现在北极以南冷空气积聚的高纬山区（西伯利亚的维尔霍扬斯克-69.8度，奥伊米亚康-73度）。