相对墨度(%) 冷气“池 空气温度(℃) 空气温度(℃) 13112 ii io 20 地下室 图2-19不同下垫面上空气温湿度变化 图2-20室外气温霜洞效应 234有效天空温度 大气层的辐射主要是由二氧化碳、水蒸气等气体分子所造成,它们吸收一部分透过大气层的太阳 辐射(约占10%)和来自地面的反射辐射,从而具有一定的温度,因此会向地面进行长波辐射,波长 范围主要集中在5~8um及13um以上。虽然大气层辐射并不具备黑体辐射性质,但经验表明,可以采用 所谓的“有效天空温度”Ty来计算大气层对地球表面的投入辐射Qky(气象学称为“大气逆辐 射”)。如果将天空看作黑体,根据斯蒂芬一波尔兹曼定律,地面与大气层之间的辐射换热量Q,就 是地面向大气层的辐射能量Q2与大气层向地面的逆辐射Qsy之差额,即: QR=0x-Osky =o(ET:- Tsh) (2-21) E—地面的长波发射率,平均为09 斯蒂芬-波尔兹曼常数,5.67×10-8W/m2K4 T 地表温度,见2.3.5,K 根据(2-21)式,可得: =出r4-9a T (2-22) 地面与大气层之间的辐射换热量QR,在气象学上称为地表“有效辐射”,为地表面因辐射而损失 的能量,可以用地面辐射平衡表测出,根据气象站地面辐射平衡的观测资料,可以计算得出天空Ts的 值 有效天空温度不仅与气温有关,而且与大气中的水汽含量、云量以及地表温度等因素有关,大致 在230K(冬天晴朗的夜里)到285K(夏天、多云条件)之间 在夜里,云层仿佛是防止地面因辐射而损失热量的幕,厚而低的层状云(层云、雨层云和层积云) 使有效辐射QR减小得特别显著,这些云有时使夜间的有效辐射几乎减小到零。而在某些情况下,例如 有高温气层存在时(即有逆温时),夜间大气逆辐射能量还有可能超过地面向大气层的辐射能量,从(2 22)式可看出,此时T将较高。同样,雾也能使有效天空温度升高 在无云的时候,大气逆辐射与空气中的水汽量有关。水汽量多,大气逆辐射就增大,有效辐射也 就减小。在沙漠中由于天气晴朗以及空气中的水汽量稀少,所以有效天空温度很低。利用这种地区夜19 图2-19 不同下垫面上空气温湿度变化 图2-20 室外气温霜洞效应 2.3.4 有效天空温度 大气层的辐射主要是由二氧化碳、水蒸气等气体分子所造成，它们吸收一部分透过大气层的太阳 辐射（约占10％）和来自地面的反射辐射，从而具有一定的温度，因此会向地面进行长波辐射，波长 范围主要集中在5～8m及13m以上。虽然大气层辐射并不具备黑体辐射性质，但经验表明，可以采用 所谓的“有效天空温度”Tsky来计算大气层对地球表面的投入辐射Qsky（气象学称为“大气逆辐 射”）。如果将天空看作黑体，根据斯蒂芬－波尔兹曼定律，地面与大气层之间的辐射换热量QR，就 是地面向大气层的辐射能量Qg与大气层向地面的逆辐射Qsky之差额，即： QR＝Qg－Qsky ＝σ ( Tg 4 － Tsky4 ) (2-21)  ⎯⎯地面的长波发射率，平均为0.9  ⎯⎯ 斯蒂芬-波尔兹曼常数，5.6710-8 W/m2K4 Tg ⎯⎯ 地表温度，见2.3.5，K； 根据(2-21) 式，可得： 4 4 (   R sky g Q T = T − (2-22) 地面与大气层之间的辐射换热量QR，在气象学上称为地表“有效辐射”，为地表面因辐射而损失 的能量，可以用地面辐射平衡表测出，根据气象站地面辐射平衡的观测资料，可以计算得出天空Tsky的 值。 有效天空温度不仅与气温有关，而且与大气中的水汽含量、云量以及地表温度等因素有关，大致 在230 K（冬天晴朗的夜里）到285 K（夏天、多云条件）之间。 在夜里，云层仿佛是防止地面因辐射而损失热量的幕，厚而低的层状云(层云、雨层云和层积云) 使有效辐射QR减小得特别显著，这些云有时使夜间的有效辐射几乎减小到零。而在某些情况下，例如 有高温气层存在时(即有逆温时)，夜间大气逆辐射能量还有可能超过地面向大气层的辐射能量，从(2- 22)式可看出，此时Tsky 将较高。同样，雾也能使有效天空温度升高。 在无云的时候，大气逆辐射与空气中的水汽量有关。水汽量多，大气逆辐射就增大，有效辐射也 就减小。在沙漠中由于天气晴朗以及空气中的水汽量稀少，所以有效天空温度很低。利用这种地区夜