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第2部分（第1页）

（3）反射作用　大气圈中云层和较大的尘埃能将太阳辐射的一部分能量反射到宇宙空间。其中云的反射作用最为显著，云的反射能力随云状和厚度不同而有很大差异。

。3到达地面的太阳辐射

太阳辐射被大气削弱后，到达地面的辐射有两部分：一是太阳直接投射到地面上的部分，称为直接辐射；二是经散射后到达地面的部分，称为散射辐射。两者之和即为总辐射　。

太阳直接辐射的强弱与太阳高度角和大气透明度有关，如大气中的云滴、灰尘和烟雾等都可减少直接辐射。散射辐射的强弱也取决于太阳高度角和大气透明度。总辐射变化受太阳高度、大气透明度、云量等因素的共同影响。在一年中，总辐射强度在夏季最大，冬季最小。总辐射在空间分布上一般为纬度愈低，总辐射愈大，反之愈小。

投射到地面的太阳辐射，一部分被地面吸收，另一部分被地面所反射。反射部分的辐射量占投射的辐射量的百分比，称为反射率。反射率的数值界于0和1之间。数值为0表示不存在任何反射现象，数值为1则表示所有的能量都被完全反射出去。通常情况下，地球的平均反射率约为，这就是说，假如照耀在地球上的太阳光共有100束，那么其中平均约有31％被反射回太空中。实际上，森林、沙漠、海洋、云层、冰雪等物质的反照率都不尽相同，例如森林的反射率约为，沙漠的反照率约为，新雪的反射率为85％，干黑土为14％，潮湿黑土仅为8％。　这些地貌的变化也有可能会影响地球对太阳辐射的吸收量。

海洋的反射率大约是，而冰雪及云层的反射率界于之间。换言之，云层和冰雪都是光热辐射效果明显的反射界面，其中冰和雪算得上是地球表面反射率最高的物质。南极洲部分地区的冰雪甚至能将90％以上的太阳光反射回去。相比之下，液态水则不利于光热辐射。因为无论云层还是冰雪等都由若干层面共同构成，它们都有助于增强对光热的反射，而液态水在静止的情况下仅通过其表面来反射光热。因此，风平浪静的海洋对光热的反射作用非常有限，只有在海浪兴起之时才会出现多个反射面，更多的光线才可能被反射。

地面辐射和大气辐射

地面和大气既吸收太阳辐射，又依据本身的温度状况向外放出辐射。由于地面和大气的温度远远低于太阳的温度，因而地面和大气辐射的电磁波比太阳辐射长得多，其能量主要集中在4～120um的范围内，故常把太阳辐射称为短波辐射，地面和大气辐射称为长波辐射。

地面辐射是由地面向上空放出热量，其大部分被大气所吸收，小部分进入宇宙空间。据估计，约有75％～95％的地面长波辐射被大气所吸收，且这些辐射几乎全部被吸收在近地面40～50m厚的大气层中。

地面辐射的方向是向上的，大气辐射的方向则既有向上的，也有向下的。大气辐射方向向下的部分称为大气逆辐射。大气逆辐射的存在能使地面因长波辐射而损失的热量减少，这种作用对地球表面的热量平衡具有重要意义，称其为大气的保温效应。　地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射之差，称为地面有效辐射。

即　F0=E地…E气

式中，F0为地面有效辐射；E地为地面辐射；E气为大气逆辐射。

辐射平衡

辐射平衡在某一段时间内物体辐射收入与支出的差值称为辐射平衡或辐射差额。当物体收入的辐射大于支出时，辐射平衡为正；反之，为负。在一天内，辐射平衡在白天为正值，夜间为负值。

由于太阳能在所有影响地球表面的能量中占有绝对主导的地位，因此影响地球表面热量平衡的主导因素是太阳辐射。忽略其他因素，关于全球的热量平衡问题可以从以下几个方面来考虑：

第一：如果把地球表面和大气（地气系统）看作一个整体的话，其热量收支为：

输入：太阳辐射100

支出：地面和大气反射34＋大气射向宇宙空间部分60＋地面辐射直接射向宇宙空间部分6=100

整体收支平衡。

第二：单独研究大气的收支状况：

收入：吸收太阳辐射19＋地面潜热输送23＋地面湍流输送10＋吸收地面辐射114=166

支出：大气辐射向宇宙空间60＋大气射向地球表面（大气逆辐射）106=166

大气系统热量收支平衡。

第三：单独研究地面系统的收支状况：

收入：吸收太阳辐射47＋吸收大气逆辐射106=153

支出：潜热输送23＋湍流输送10＋地面辐射120=153

地面系统热量收支平衡。

注：地面辐射和大气辐射之所以都会大于100是因为它们之间的热量输送大部分是相互的，这种情况下整个地气系统真正损失的热量并不多。

如图所示：

气温

气温是表示大气热力状况数量的度量。地面气温是指1．25～2m之间的气温。气温的变化是由于吸收或放出辐射能而获得或失去能量所致。

影响气温的因素

（1）空气的增温与冷却　地面与空气的热量交换是气温升降的直接原因。当空气获得热量时，其内能增加，气温则升高；反之，空气失去热量时，内能减小、气温随之降低。空气与外界热量交换主要是由传导、辐射、对流、湍流以及蒸发与凝结等因素决定的。

（2）海陆的增温与冷却的差异　水陆表面的热力差异主要表现在：①两者的比热不同。②两者的导热方式不同。

气温的时空分布

（1）气温的时间分布

气温具有明显的日变化和年变化，这主要是地球自转与公转所致。

①气温的日变化　大气主要吸收地面长波辐射而增温，地面辐射又取决于地面吸收并储存的太阳辐射量。由于太阳辐射在一天内是变化的，而使气温也呈现日变化。正午太阳高度角最大时太阳辐射最强，但地面储存的热量传给大气还要经历一个过程，所以气温最高值不出现在正午而是在午后二时前后。随着太阳辐射减弱，到夜间地面温度和气温都逐渐下降，并在第二天日出前后地面储存的热量减至最少，所以一日之内气渴最低值出现在日出后一瞬间而不在午夜。

一天之内，气温的最高值与最低值之差，称为气温的日较差。气温日较差的大小与地理纬度、季节、地表性质和天气状况有关。一般而言，高纬度气温日较差比低纬度小。就季节来说，夏季气温日较差大于冬季，因夏季的正午太阳高度角较大、白天较长，但最大值不出现在夏季而是在春未。就海陆而言，气温日较差海洋小于陆地，沿海小于内陆。就地势来说，气温日较差山谷大于山峰，凹地大于高地。气温日较差也因天气情况而异，阴天比晴天小得多，干燥天气大于潮湿天气。

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