1 太阳辐射与大气削弱作用～结合相关高考真题-备战高考地理之探讨大学地理知识

太阳辐射与大气削弱作用～结合相关高考真题

大气内部始终存在着冷与暖、干与湿、高气压与低气压三对基本矛盾。其中冷与暖这对矛盾所表现出来的地球及大气的热状况、温度的分布和变化，制约着大气运动状态，影响着云和降水的形成。

因此，大气的热能和温度成了天气变化的一个基本因素，同时也是气候系统状态及演变的主要控制因子。

长期观测实践表明，大气的冷暖变化，不仅在空间分布上是很不均衡的，在时间上也有周期性变化和非周期性变化。那么，这种变化是怎样形成的？能量来自何处？下面将介绍地球上热量的基本来源是太阳辐射，并着重分析太阳辐射通过下垫面引起大气增温、冷却的物理过程。

在此基础上，再讨论大气温度随时间变化和空间分布的一般规律。

    地球大气中的一切物理过程都伴随着能量的转换，而辐射能，尤其是太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源。

一年中整个地球可以由太阳获得5.44×10²⁴J的辐射能量。地球和大气的其它能量来源同来自太阳的辐射能相比是极其微小的。比如来自宇宙中其它星体的辐射能仅是来自太阳辐射能的亿分之一。从地球内部传递到地面上的能量也仅是来自太阳辐射能的万分之一。

一、辐射的基本知识

(一)辐射与辐射能

    自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射。

通过辐射传播的能量称为辐射能，也简称为辐射。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传输到地球的唯一途径。

辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广，从波长10⁻¹⁰μm的宇宙射线，到波长达几千米的无线电波。肉眼看得见的是从0.4—0.76μm的波长，这部分称为可见光。

可见光经三棱镜分光后，成为一条由红、橙、黄、绿、青、蓝、紫等各种颜色组成的光带，其中红光波长最长，紫光波长最短。其它各色光的波长则依次介于其间。

波长长于红色光波的，有红外线和无线电波；波长短于紫色光波的，有紫外线、X射线、γ射线等，这些射线虽然不能为肉眼看见，但是用仪器可以测量出来（图2·1）。

气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射。它们的波长范围大约在0.15一120μm之间。

在气象学中，通常以焦耳(J)作为辐射能的单位。单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐射通量密度(E)，单位是W/m²。

    辐射通量密度没有限定辐射方向，辐射接受面可以垂直于射线或与之成某一角度。

如果指的是投射来的辐射，则称入射辐射通量密度；如果指的是自物体表面射出的辐射，则称放射辐射通量密度。其数值的大小反映物体放射能力的强弱，故称之为辐射能力或放射能力。

地面和大气单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面积（对球面坐标系，即单位立体角）的辐射能，称为辐射强度(I)。其单位是W/m²或W/sr，读作瓦[特]每球面度，即Watt per steradian。

    辐射强度与辐射通量密度有密切关系，在平行光辐射的特殊情况下，辐射强度I与辐射通量密度E的关系为

I=E/cosθ

式中θ为辐射体表面的法线方向与选定方向间的夹角。

(二)辐射光谱

    为准确描述辐射能的性质，需要引入一个能确定辐射能按波长分布的函数，以便进一步确定物体的辐射特性。

    设一物体的辐射出射度为F(W/m²)，在波长λ至λ+d间的辐射能为dF，则

dF=Fλ×dλ 或Fλ=dF÷dλ

式中Fλ是单位波长间隔内的辐射出射度，Fλ是波长的函数，称为分光辐射出射度，或单色辐射通量密度。

因Fλ是随波长而变的函数，所以又称为辐射能随波长的分布函数。

它不仅取决于物体的性质，而且还取决于物体所处的状态。Fλ随波长λ的变化可以用图形来表示，如图2·2所示。图中Fλ随λ的变化曲线称为辐射光谱曲线。

因此波长λ₁—λ₂间的辐射F₁ ₂，可由积分算出。

在图上相当于λ₁到λ₂间光谱曲线下的面积。若对所有波长积分，就得到总辐射能。

全波长总的辐射能力在图中为光谱曲线与横坐标所包围的面积。

(三)物体对辐射的吸收、反射和透射

不论何种物体，在它向外放出辐射的同时，必然会接受到周围物体向它投射过来的辐射，但投射到物体上的辐射并不能全部被吸收，其中一部分被反射，一部分可能透过物体（图2·3）。

设投射到物体上的总辐射能为Q，被吸收的为Qa，被反射的为Qr，透过的为Qd。根据能量守恒原理

Qa+Qr+Qd=Q  再将上式等号两边除以Q

得：

Qa/Q+Qr/Q+Qd/Q=1

式中左边第一项为物体吸收的辐射与投射于其上的辐射之比，称为吸收率(a)；第二项为物体反射的辐射与投射于其上的辐射之比，称为反射率(r)；第三项为透过物体的辐射与投射于其上的辐射之比，称为透射率(d),则

     a+r+d=1

     a、r、d都是0—1之间变化的无量纲量，分别表示物体对辐射吸收、反射和透射的能力。

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。

例如，干洁空气对红外线是近似透明的，而水汽对红外线却能强烈地吸收；雪面对太阳辐射的反射率很大，但对地面和大气的辐射则几乎能全部吸收。

典例

(2021年湖南卷)

18.阅读图文材料，完成下列要求。(12 分)

冰川具有的气候调节。径流调节、 次水供给和执游科考等服务价值可以用货币形式体现，冰川面积大小直接影响冰川服务价值高低。祁连山地区的现代冰川面积大，一般发育在海拔4000米以上，其中疏勒河流域冰川面积是北大河流域冰川面积的两倍多。研究表明:冰川的气候调节价值远高于其它各项服务价值:随着全球气候变暖，祁连山地区的冰川消退显著且区域差异大:不考虑物价因素，近年来祁连山东部地区冰川服务价值减幅比西部地区更大。图7示意祁连山部分地区的水系及冰川分布。

(1) 根据冰川面积大小及分布状况，推测疏勒河流域与北大河流域冰川分布区的地形差异。(4分)

(2)在全球气候变暖的背景下，分析祁连山冰川对当地气温的调节作用。(4分)

(3)祁连山东部地区冰川服务价值减幅比西部地区更大，试分析其主要自然原因。(4分)

18.【参考答案】(1)疏勒河流域海拔大于4000米的区域分布广、完整成片；

北大河流域海拔大于4000米的区域分布小、分散破碎。

(2)冰川反射太阳辐射，减少地面辐射；

冰川消融吸收热量，降低气温，缓解气候变暖。

(3)东部地区海拔较低，冰川面积较小，受气候变暖影响，东部地区冰川退缩率较高，造成冰川服务价值减幅更大。

   【解题思路】第(1)问，读材料可知，祁连山地区现代冰川一般发育在海拔4000米以上。

读图可知，疏勒河流域冰川面积大，呈片状分布，而北大河流域冰川面积小，呈碎片状分布。

根据冰川面积的大小及分布状况，可以推测疏勒河流域海拔大于4000米的区域分布广、完整成片；

北大河流域海拔大于4000米的区域分布小、分散破碎。

第(2)问，在全球气候变暖的背景下，冰川对气温的调节作用主要体现在冰川通过反射作用和吸热作用缓解局部区域气温的上升。

冰川表面的镜面对太阳辐射的反射作用强，使得地表获得的太阳辐射减少，从而降低地面温度，地面辐射减少，气温降低；

同时，冰川消融时会吸收大量热量，从而降低气温，缓解全球变暖。

第(3)问，第一步，获取和解读材料中冰川服务价值的相关信息。读材料可知，冰川面积大小直接影响冰川服务价值高低。

第二步，论证和探讨祁连山东部地区冰川服务价值减幅大的原因。可以运用逆向思维推理，祁连山东部地区冰川服务价值减幅比西部地区更大→祁连山东部地区冰川面积减幅比西部地区更大→东部地区冰川面积较西部地区小，平均海拔较低→受全球气候变暖影响，东部地区冰川退缩率较高。

   【反思】在时间维度上，自然地理系统整体的演替方向不一定会相同，有时甚至出现相反的变化。

例如，本题中祁连山冰川对当地气温的调节作用，从短期来看，冰川通过反射和消融吸收热量会缓解当地的气候变暖趋势；

但从长期来看，冰川大面积萎缩，其反射和消融吸收热量的能力会逐渐下降，直到最终冰川消失，其服务价值也会消失。

因此，控制温室气体排放，减缓全球气候变暖才是保持冰川服务价值的根本措施。

(四)有关辐射的基本定律

1.基尔荷夫定律

设有一真空恒温器，放出黑体辐射。在其中用绝热线悬挂一个非黑体物体，它的温度与容器温度一样亦为T，设它的辐射强度为“I非”，吸收率为“K非”。

这样非黑体和器壁之间将要达到辐射平衡。器壁放射的辐射能、非黑体放射的辐射能和未被吸收的非黑体反射辐射能，三者达到平衡，则：

黑体辐射—(1—非黑体吸收率)×黑体辐射—非黑体辐射=0

除以黑体辐射，得：

非黑体辐射=黑体辐射×非黑体吸收率

而：

放射率=非黑体辐射÷黑体辐射

所以：

非黑体吸收率=非黑体放射率

这就是基耳荷夫定律的基本形式，它表明：

①在一定波长、一定温度下，一个物体的吸收率等于该物体同温度、同波长的放射率。

即对不同物体，辐射能力强的物质，其吸收能力也强。辐射能力弱的物质，其吸收能力也弱。

黑体吸收能力最强，所以它也是最好的放射体。

②一定温度下，不同波长的吸收率、放射率、辐射强度的数值不同。即同一物体在温度T时它放射某波长的辐射。那么，在同一温度下也吸收这一波长的辐射。

本式还可写成：

非黑体辐射强度=非黑体吸收率×黑体辐射强度

    这表明某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比值等于同温度、同波长时的黑体辐射强度。

在同温度条件下，这条规律适用各种波长的辐射体。

上面讨论表明，在辐射平衡条件下，一物体在某波长λ的辐射强度和对该波长的吸收率之比值与物体的性质无关，对所有物体来讲，这一比值只是某波长λ和温度T的函数。易得：

非黑体辐射强度=非黑体吸收率×黑体辐射强度

上式表明，基尔荷夫定律把一般物体的辐射、吸收与黑体辐射联系起来，从而有可能通过对黑体辐射的研究来了解一般物体的辐射，这就极大简化了一般辐射的问题。

    基尔荷夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体。对流层和平流层大气以及地球表面都可认为是处于辐射平衡状态，因而可直接应用这一定律。

2.斯蒂芬—玻耳兹曼定律

由实验得知，物体的放射能力是随温度、波长而改变的。

图2·4是根据实测数据绘出的温度为300K、250K和200K时黑体的放射能力随波长的变化。

由图2·4可见，随着温度的升高，黑体对各波长的放射能力都相应地增强。因而物体放射的总能量（即曲线与横坐标之间包围的面积）也会显著增大。

根据研究：

黑体的总放射能力=本身的绝对温度的四次方×δ，即斯蒂芬-波耳兹曼定律。

其中δ=5.67×10⁻⁸W/(m²·K⁴)，为斯蒂芬-波耳兹曼常数。

据此可以计算黑体在温度T时的辐射强度，也可以由黑体的辐射强度求得其表面温度。

3.维恩位移定律

由图2·4还可看出，黑体单色辐射极大值所对应的波长（λm)是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。

根据研究，黑体单色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，即：

λm×T=C

上式称维恩位移定律。如果波长以微米为单位，则常数C=2896μm·K

于是：

λm×T=2896μm·K

上式表明，物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。

有此三个辐射定律，绝对黑体的辐射规律就容易确定，因为它们把黑体的温度与其辐射光谱联系起来了。

即使对非黑体，只要知道它们的温度和吸收率，利用基尔荷夫定律，它们的辐射能力也可以确定。

二、太阳辐射

(一)太阳辐射光谱和太阳常数

    太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。

大气上界太阳光谱中能量的分布曲线（图2·5中实线）与T=6000K时，根据黑体辐射公式计算的黑体光谱能量分布曲线（图2·5中虚线)相比较，非常相似。

因此，可以把太阳辐射看作黑体辐射，有关黑体辐射的定律都可应用于太阳辐射。

例如利用斯蒂芬波耳兹曼定律和维恩定律，可以根据太阳辐射强度计算出太阳表面的温度；反过来利用天文仪器测得的太阳表面温度，也可以计算出太阳的辐射强度以及辐射最强的波长。

太阳是一个炽热的气体球，其表面温度约为6000K，内部温度更高。根据维恩定律可以计算出太阳辐射最强的波长λm为0.475μm。这个波长在可见光范围内相当于青光部分。

因此，太阳辐射主要是可见光线(0.4—0.76μm)，此外也有不可见的红外线(>0.76μm)和紫外线(<0.4μm)，但在数量上不如可见光多。

在全部辐射能之中，波长在0.15—4μm之间占99%以上，且主要分布在可见光区和红外区，前者占太阳辐射总能量的50%，后者占43%，紫外区的太阳辐射能很少，只占总能量的7%。

太阳辐射通过星际空间到达地球。就日地平均距离来说，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，称太阳常数，用I₀表示。

太阳常数虽经多年观测研究，由于观测设备、技术以及理论校正方法的不同，其数值常不一致，变动于1359—1418W/m²之间。1957年国际地球物理年决定采用1380W/m²。

近年来，根据标准仪器，在高空气球、火箭和人造卫星上约25000次以上的探测，得出太阳常数值约为1367（±7）W/m²，这也是1981年世界气象组织推荐的太阳常数的最佳值。多数文献上采用1370W/m。

据研究，太阳常数也有周期性的变化，变化范围在1%—2%，这可能与太阳黑子的活动周期有关。在太阳黑子最多的年份，紫外线部分某些波长的辐射强度可为太阳黑子最少年份的20倍。

(二)太阳辐射在大气中的减弱

太阳辐射光通过大气圈，然后到达地表。由于大气对太阳辐射有一定的吸收、散射和反射作用，使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面，所以在地球表面所获得的太阳辐射强度比1370W/m²要小。

图2·6表明太阳辐射光谱穿过大气时受到减弱的情况：曲线1是大气上界太阳辐射光谱；曲线2是臭氧层下的太阳辐射光谱；曲线3是同时考虑到分子散射作用的光谱；曲线4是进一步考虑到粗粒散射作用后的光谱；曲线5是将水汽吸收作用也考虑在内的光谱，它也可近似地看成是地面所观测到的太阳辐射光谱。

对比曲线1和5可以看出太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：

①总辐射能有明显地减弱；②辐射能随波长的分布变得极不规则；③波长短的辐射能减弱得更为显著。

产生这些变化的原因有以下几方面：

1.大气对太阳辐射的吸收

太阳辐射穿过大气层时，大气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射能的特性。大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。

太阳辐射被大气吸收后变成了热能，因而使太阳辐射减弱。水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区，从0.93—2.85μm之间的几个吸收带。

最强的太阳辐射能是短波部分，因此水汽从进入大气中的总辐射能量内吸收的能量并不多。

据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱4%—15%。所以大气因直接吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。

大气中的主要气体是氮和氧，只有氧能微弱地吸收太阳辐射，在波长小于0.2μm处为一宽吸收带，吸收能力较强，在0.69和0.76μm附近，各有一个窄吸收带，吸收能力较弱。

臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射能量的吸收很强。在0.2—0.3μm为一强吸收带，使得小于0.29μm的辐射由于臭氧的吸收而不能到达地面。在0.6μm附近又有一宽吸收带，吸收能力虽然不强，但因位于太阳辐射最强烈的辐射带里，所以吸收的太阳辐射量相当多。

二氧化碳对太阳辐射的吸收总的说来是比较弱的，仅对红外区4.3μm附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个太阳辐射的影响不大。

此外，悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质，也能吸收一部分太阳辐射，但其量甚微。只有当大气中尘埃等杂质很多（如有沙暴、烟幕或浮尘）时，吸收才比较显著。

由以上分析可知，大气对太阳辐射的吸收具有选择性，因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则。

由于大气中主要吸收物质（臭氧和水汽）对太阳辐射的吸收带都位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而对太阳辐射的减弱作用不大。

也就是说，大气直接吸收的太阳辐射并不多，特别是对于对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。

2.大气对太阳辐射的散射

太阳辐射通过大气，遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时，都要发生散射。但散射并不像吸收那样把辐射转变为热能，而只是改变辐射的方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播（图2·7)。因而经过散射，一部分太阳辐射就到不了地面。

如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，散射得愈强。其散射能力与波长的对比关系是：对于一定大小的分子来说，散射能力与波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的，称为分子散射，也叫瑞利散射(图2·7a)。

例如，波长为0.7μm时的散射能力为1，那么波长为0.3μm时的散射能力就为30。

因此，在太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光被散射得较多。雨后天晴，天空呈青蓝色，就是因为太阳辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射的缘故。

分子散射还有一个特点是质点散射对于其光学特性来说是对称的球形（图2·7a)，在光线射入的方向(φ=0)及在相反的方向(φ=180°)上散射是比垂直于射入光线方向上(φ=90°及φ=270°)的散射量大1倍。

图2·7a中由极点到外围曲线的向径长度以假定的比例，表示此方向上所散射的总能量。

如果太阳辐射遇到粗粒，粗粒散射就失去对称的形式，而于射入光方向伸长。图2·7b是粗粒（水滴）散射的一种常见形式。

在此种粗粒散射下，在射入光方向上的散射能量，是分别超过了在射入光线的相反方向上及其垂直方向上能量之2.37及2.85倍。散射质点愈大，这种偏对称的程度更加增大。

如果太阳辐射遇到直径比波长大一些的质点，辐射虽然也要被散射，但这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地被散射。这种散射称粗粒散射，也称米散射(图2·7b)。

例如当空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色。这一结论，在图2·6的曲线3和曲线4中表现得很清楚。

3.大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射

大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去。其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时被反射一部分或大部分。

反射对各种波长没有选择性，所以反射光呈白色。

云的反射能力随云状和云的厚度而不同，高云反射率约25%，中云为50%，低云为65%，稀薄的云层也可反射10%—20%。随着云层增厚反射增强，厚云层反射可达90%，一般情况下云的平均反射率为50%—55%。

上述三种方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显，另外还包括大气散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；散射作用次之，形成了到达地面的散射辐射；吸收作用相对最小。

以全球平均而言，太阳辐射约有30%被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率，20%被大气和云层直接吸收，50%到达地面被吸收。

(三)到达地面的太阳辐射

到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射；一是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射，两者之和称为总辐射。

1.直接辐射

太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角和大气透明度。

太阳高度角不同时，地表面单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。这有两方面的原因：

(1)太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大（图2·8a)，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。（图2·8b)

设有一水平地段AB，其面积为S，太阳光线以h高度角倾斜地照射到它上面，在单位面积上每分钟所受到的太阳辐射能为I’，引一垂直于太阳光的平面AC，其面积为S，在此垂直受射面上的太阳辐射强度为I，则到达水平面AB与垂直受射面AC上的辐射量，将分别等于1'·S’和I·S，显然这两个辐射量是相等的，即

I'·S’=I·S由图2·8b可以看出：

S÷S’=AC÷AB=sinh

则：

I’=I×sinh

(2)太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，如图2·9所示。

当太阳高度角最大时，通过大气层的射程为AO；当太阳高度角变小，光线沿CO方向斜射，通过大气的射程为CO。显然，大气厚度CO>AO，因此太阳辐射被减弱也较多，到达地面的直接辐射就较少。

在地面为标准气压(1013hPa)时，太阳光垂直投射到地面所经路程中，单位截面积的空气柱的质量，称为一个大气质量。在不同的太阳高度下，阳光穿过的大气质量数也不同。

不同太阳高度时的大气质量数如表2·1所示。从表中可以看出，大气质量数随高度减小而增大，尤其是当太阳高度较小时，大气质量数的变化加大。

在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样，因为还受大气透明度的影响。

大气透明度的特征用透明系数(Ρ)表示，它是指透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比。即当太阳位于天顶处，在大气上界太阳辐射通量为I₀，而到达地面后为I，则

I÷I₀=P

Ρ值表明辐射通过大气后的削弱程度。实际上，不同波长的削弱也不相同，Ρ仅表征对各种波长的平均削弱情况，例如p=0.80，表示平均削弱了20%。

大气透明系数决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少，这些物质愈多，大气透明程度愈差，透明系数愈小。因而太阳辐射受到的减弱愈强，到达地面的太阳辐射也就相应地减少。

太阳辐射透过大气层后的减弱与大气透明系数和通过大气质量之间的关系，可用布格公式表示

I=I₀×Pᵐ

式中，I为到达地面的太阳辐射强度；I₀为太阳常数；Ρ为空气透明系数；m为大气质量数。

从上式可以看出，如果大气透明系数一定，大气质量数以等差级数增加，则透过大气层到达地面的太阳辐射，以等比级数减小。

直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。这种变化主要由太阳高度角决定。在一天当中，日出、日没时太阳高度最小，直接辐射最弱；中午太阳高度角最大，直接辐射最强。

同样道理，在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱（图2·10）。

以纬度而言，低纬度地区一年各季太阳高度角都很大，地表面得到的直接辐射较中、高纬度地区大得多。

典例

(2021年广东卷)

17．阅读图文材料，完成下列要求。(20分)

从冰架分离后漂浮在海上的冰山被形象地称为冰筏。罗斯海拥有世界上面积最大的冰架——罗斯冰架，是南极大陆周边冰山输出最强的海区，洋流环境复杂。随着全球变暖，近年来罗斯冰架崩离、消融明显。模拟结果表明，若变暖进一步增强，南极地区的降水会更多地以降雨的形式出现。下图示意罗斯海所在区域的地理环境。

(1)简述罗斯环流形成的主要影响因素。(8分)

(2)分析从罗斯冰架分离入海后的冰筏漂移的动力机制。(6分)

(3)更多以降雨形式出现的降水会加速南极海冰融化，对其原因给出合理解释。(6分)

17.答案：

(1)影响因素：盛行风、海陆轮廓、洋流等。

南极高纬地区盛行东南风，表层海水受东南风的吹拂从罗斯湾东岸向西岸运动；

到西岸后受地形影响向低纬运动；

到60°S附近受西风漂流影响形成环流。

(2)从冰筏漂移方向可知，其与极地环流（洋流）方向一致，说明洋流造成冰筏移动；

极地环流（洋流)的形成是因为极地东风的吹拂；

而极地东风的形成是由于极地高压和副极地低压间存在气压差；

两地间的气压差与太阳辐射高低纬间分布不均有关。

(3)降水以降雨的形式出现，冰面减少，反射减弱，地面吸收的太阳辐射量增多，温度升高，加速海冰融化；

降水以降雨的形式出现，而不是固态降雪，使海冰补给来源变少；

与降雪相比，降水的温度较高，增加流经海冰区域温度，加速海冰融化。

2.散射辐射

散射辐射的强弱也与太阳高度角及大气透明度有关。太阳高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也就相应地增强；相反，太阳高度角减小时，散射辐射也弱。

大气透明度不好时，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；反之，减弱。云也能强烈地增大散射辐射。

图2·11是在我国重庆观测到的晴天和阴天的散射辐射值。由图可见，阴天的散射辐射比晴天的大得多。

同直接辐射类似，散射辐射的变化也主要决定于太阳高度角的变化。一日内正午前后最强，一年内夏季最强。

3.总辐射

    在分析了直接辐射和散射辐射后，就较容易理解总辐射的变化情况。

    日出以前，地面上总辐射的收入不多，其中只有散射辐射；日出以后，随着太阳高度的升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加。但前者增加得较快，即散射辐射在总辐射中所占的成分逐渐减小；当太阳高度升到约等于8°时，直接辐射与散射辐射相等；当太阳高度为50°时，散射辐射值仅相当总辐射的10%～20%;到中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；中午以后二者又按相反的次序变化。

云的影响可以使这种变化规律受到破坏。例如，中午云量突然增多时，总辐射的最大值可能提前或推后，这是因为直接辐射是组成总辐射的主要部分，有云时直接辐射的减弱比散射辐射的增强要多的缘故。

在一年中总辐射强度（指月平均值）在夏季最大，冬季最小。

总辐射随纬度的分布一般是，纬度愈低，总辐射愈大。反之就愈小。

表2·2是根据计算得到的北半球年总辐射纬度分布的情况，其中可能总辐射太阳辐射减弱得也多是考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射；有效总辐射是考虑了大气和云的减弱之后到达地面的太阳辐射。

由于赤道附近云多，，因此有效辐射的最大值并不在赤道，而在20°N。

据研究，我国年辐射总量最高地区在西藏，为212.3—252.1W/m²。青海、新疆和黄河流域次之，为159.2—212.3W/m²。而长江流域与大部分华南地区则反而减少，为119.4—159.2W/m²。

这是因为西北、华北地区晴朗干燥的天气较多，总辐射也较大。长江中、下游云量多，总辐射较小，西藏海拔高度大，总辐射量也大。

(四)地面对太阳辐射的反射

投射到地面的太阳辐射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。

陆地表面对太阳辐射的反射率约为10%—30%。其中深色土比浅色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮湿土比干燥土反射能力小。

雪面的反射率很大，约为60%，洁白的雪面甚至可达90%（表2·3）。

水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的大小而变。当太阳高度角超过60°时，平静水面的反射率为2%，高度角30°时为6%，10°时为35%，5°时为58%，2°时为79.8%，1°时为89.2%。

对于波浪起伏的水面来说，其平均反射率为10%。因此，总的说来水面比陆面反射率稍小一些。

由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射，仍有很大差异，这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一。

典例

(2021年天津卷)18．读图文材料，回答下列问题。

近几十年来，全球气候呈现变暖趋势，给北极地区的自然环境带来了很大的影响，而北极地区自然环境的变化也会对全球的气候产生影响。

（1）图中所示北冰洋永久性块状冰的区域分布特征见下表，填表分析原因。

我国北极科考站——黄河站建立在斯瓦尔巴群岛上。该群岛生态环境脆弱，对气候变化非常敏感。

（2）分析该群岛生态环境脆弱，一旦破坏很难恢复的原因。

研究表明，全球变暖会造成北极地区冰川、冻土、植被的变化。这种变化可能会导致温室效应增强，也可能会导致温室效应减弱。

（3）任选一角度（温室效应增强或减弱），说明上述变化影响温室效应的过程。

答案：18．（1）极点附近地区温度更低 

受北大西洋暖流的影响，海水增温

与大西洋之间通道较宽，与温度较高的海水交换多

   （2）该群岛气温低，环境极端；

生物数量、种类少，生长缓慢；

岛屿面积小，相对封闭。

   （3）角度一：温室效应增强。

①过程：冰川面积减小，地表吸收太阳辐射增加，地面辐射增强，导致温室效应增强。

②过程：冻土融化，土层中释放温室气体，导致温室效应增强。

角度二：温室效应减弱

过程：地表植被覆盖率增加，光合作用能够吸收更多二氧化碳，导致温室效应减弱。