昆区政府网-运动会贺词

大气物理学提高
1. 电磁辐射的性质与特点：
2. 辐射：任何物体，只要温 度大于绝对零度，都以电磁波
的形式向四周放射能量，同时也接收来自周围的电磁
波，这是物质 的本性决定的，是由物质本身的电子，原
子，分子运动产生的。一般把这种电磁波能量本身称为
辐射能，而把这种能量传播方式称为辐射。辐射按伦
琴小时计算。
3. 辐射能： 通常把以电 磁波形式传播的能量称为辐射
能，用Q表示，单位为焦耳。（电磁波中电场能量和磁
场能量的总 和叫做电磁波的能量，也称为辐射能）

4. 辐射通量（辐射功率）： 指单位时间内通过某 一平面
（或虚拟平面）的辐射能，也称辐射功率。单位：J·s-1
或W，也可指单位时间内某 个表面发射或接收的辐射
能。 =dQdt ，单位：W

5. 辐照度E（辐射通量密度）： 单位时间、离开（或照
射到）单位面积上的能量通量。包括：辐(射) 出(射)
度、辐(射)照度，是描述受照物体的量，它表示入射到
单位面积上的辐射通量的大小 。E=ddA=d
2
Q(dA dt)单
位：瓦米 [Wm
2
]

6. 辐射率（辐射亮度radiance）: 与能量传播垂直的单位
面积上、单位时间、单位立体角、单位波长间隔所通过
的能量。L= d
3
Q(cos dA dt d)，单位：(Wsr
-1
m
-2
μm
-1
)，
其中 : 天顶角 。φ : 方位 。观测方向（ , φ ）。观测位
置（ x , y , z ）。L=（x,y,z, ,φ,λ,t）。辐亮度是一个复杂
的空间场，辐亮度也称为辐射率。
辐射通量密度(Ｅ) 与 辐亮度(L)之间的关系
辐射通量密度是在辐射场内任意一点处通过单位面积的辐射功率，

也称为辐照度（irradiance）。
设有一空间平面，通过该平面的辐射通量密度可认 为是从各个方向
射来的辐亮度在法线方向分量的累加，即:
θ为辐亮度方向与平面法线之间的交 角
dΩ为立体角
E=ddA=d2Q(dA dt)，L= d
3
Q(cos dA dt d)

7. 余弦发射体（或余弦反射体）：“理想漫反射源单位表
面积 向空间指定方向单位立体角内发射的辐射功率和该
指定方向与表面法线夹角的余弦成正比。”这就是朗伯
余弦定律。具有这种特性的发射体（或反射体）称为余
弦发射体（或余弦反射体）。

8. 比辐射率：通常定义物体的发射能力F
,T
和黑体的辐射
能力F
B
(,T)之比为比辐射率。（更多见后边“基尔霍夫定
理”相关部分）

9. 大气吸收光谱：又名吸收曲线。光波在大气中传播
时，某些波长的波被大气中各种气体成 分吸收而产生
的暗线或暗带组成的谱。
吸收作用比较显著的气体成分是水汽、二氧化碳和臭氧< br>等，它们将所吸收的光波能量转变成热能和电离能等。
吸收对于大气的物理和化学状态的变化，起 着重要的作
用。

（1） 0.29微米以下，A=0，大气把太阳辐射中波长小 于0.2微米
的紫外辐射全部吸收了。主要吸收气体为氧气和臭氧。
在可见光区，大气的吸收很 少，只有不强的吸收带。
（2） 在近红外波段，开始有些吸收带，主要是水气的吸收，
波长再 长一些，约2.7微米附近。水、二氧化碳有一较强
烈的吸收带，再往后甲烷（CH4）也加进来，红外 波
段，大气的吸收比较强，主要是水和二氧化碳。
（3） 在8-12微米这段，大气吸收很弱 ，被称为大气透明窗，
只有9.6微米附近有较大吸收带。
（4） 大气的吸收有显著的选择性 ，吸收太阳短波辐射的主要
气体是水汽，其次是氧气和臭氧，二氧化碳吸收的不
多，吸收长波的 主要是水汽，其次是二氧化碳和臭氧。
（5） 至11公里高空，则由于水汽等大量减少，大气吸收也大
为减少。

大气分子吸收光谱的形成：
单个分子内含的能量， E =Ee+Ev+Er
Ee ：电子围绕原子核运动的能量；
Ev ：原子在其分子平均位置周围的振动；
Er ：分子绕其质量中心转动的能量。
辐射频率f及波数v与能量改变的关系是
式中普朗克常数h=6.626×10-34 J.s ,c是光速。
辐射频率f 或波数v 即为分子吸收谱线或辐射谱线的位置。
分子光谱包括电子光谱、振动光谱、和转动光谱三个部分。
在仅有电子能级跃迁时，光谱带在X射线、紫外线和可见光部分；
在仅有振动能级跃迁时，光谱带在近 红外部分；
在仅有转动能级跃迁时，光谱带在红外和微波波段部分，且能量变化
最小。
使谱线增宽的因素有：自然增宽、多普勒增宽、和碰撞（压力）增
宽。
由于发射中能量损耗而造 成的振子振动的阻尼（自然增宽）；
由于分子之间相互碰撞产生的扰动；
由于各种分子和原子之 间的热运动速度的差异而造成的多普勒效应。

10. 相对大气质量：日光自θ角倾斜入射时与自天顶入射时
的光学厚度比。
11. 平面平行大气的 模型：在平面平行大气中，由于水平
方向的辐射分量都相等，主要要虑垂直方向的辐射分
量，即 考虑通过某一高度的水平面的辐射通量密度。
计算水平面上的辐射通量密度时，分别对从上半球和下半< br>球入射辐射的垂直分量进行积分。
球坐标中的立体角为dΩ = sinθdθdφ，向上辐射的θ为0~
π2，向下辐射的θ为π2~ π。

12. 辐出度F：用来反映物体辐射能力的物理量。定义为辐
射体单位面积向半空间发射的辐射通量，单位是W m
2
。F=ddA，

13. 光致电离：任何原子都 能被波长非常短的辐射所电离。
具有足够能量的光子把电子从绕原子核旋转的外层轨道
上剥离开 来，这种过程称为光致电离。

14.
光学质量：辐射束沿传输路径在单位截面气柱 内所吸收
或散射的气体质量，常以
u表示：
光学质量还可以用标准状态下吸收或散射气 体的厚度表示
为标准状态下气体的密度，
的光学质量习惯用此定义。

15. 普朗克黑体辐射定律：1900年普朗克开创性的引进了
量子概念，将辐射当作不连续的量子发射，得出 了绝对
黑体辐射率随波长变化的函数关系，即普朗克定律。
其中
是绝对黑体的分光辐出 度，单位为
i. 第一辐射常数：

ii.第二辐射常数：

1. 其中c为光速，h为普朗克常数，k为玻尔兹曼常数
2. 根据黑体的定义，黑体它吸收所有波长的辐射 ，即吸
收能力为1，又能发射所有波长的电磁波。
普朗克公式：
或
在所有波段 里都与实验符合很好。

普朗克黑体辐射公 式：
（用玻尔兹曼统计代替能量均分定理）
普朗克定律的物理解释：
不同温度时黑体辐 射光谱的差异：
（1） 理论上，任何温度的绝对黑体都放射
波长辐射，但温度不同，辐射能量 集中的波段也就
不同。随着温度的下降，辐射能量集中的波段向长
波方向移动。
（2） 当温度升高时，各波段放射的能量均加大，积分辐
射能力
也随着迅速加大，且能量集中的波段向 短波方向移
动。
（3） 每一温度下，都有辐射最强的波长
，即光谱曲线有一极大值， 而且随温度升高，
变小。
由普朗克定律导出斯蒂芬-波尔兹曼定律：

即 ：
式中σ称为斯蒂芬—玻尔兹曼常数。说明黑体辐射只与
物体的温度有关。放射体的温度越高， 放射的能量就越
大。这是描述较热的物体辐射方式的定律。
由普朗克定律导出维恩定律：求黑体 分光辐出度极
大值时的波长
即： 其中
16. 维恩位移定律：
m
：峰值波长 常量
17. 斯蒂芬—玻尔兹曼定律：总辐出度 式中 斯蒂芬—玻
尔兹曼常量

18. 布格—朗伯定律：

19.
Schwarz child方程：
（相关部分见PPT14）

20. 大气窗口: 通常把电磁波通过大气层时较少被反射、吸
收或散射而透过率较高的波段称为大气窗口。

21. 大气逆辐射：大气辐射中向下的那一部分，刚好和地面
辐射的方向相反，所以称为大气 逆辐射。
大气逆辐射是地面获得热量的重要来源。由于大气逆辐射的
存在，使地面实际损失的热 量比地面以长波辐射放出的热量
少一些，大气的这种保温作用称为大气的温室效应。
大气的保温 作用使近地表的气温提高了约18℃。月球则因为
没有象地球这样的大气，因而，致使它表面的温度昼夜 变化
剧烈，白天表面温度可达127℃，夜间可降至-183℃。

07级重点：（下 划线内容为0708相同部分）
辐射、辐射通量（辐射功率）、辐射亮度（辐射率）、大气窗口、大气吸收光谱、普朗克黑体辐射定律、斯蒂芬-波尔兹曼定律、维恩定
律、大气逆辐射、电磁波的波动 性、辐射冷却、绝对黑体、大气分子
的选择吸收、电磁波的微粒性、电磁辐射、辐射强度、净辐射通量密
度、立体角、灰体、彩虹的形成、黑体辐出度实验、基尔霍夫定律、
太阳日、散射过程、大气的 辐射的吸收、瑞利-金斯公式、辐射平衡

1. 电磁辐射：电磁辐射是由空间共同移送的电能 量和磁能量所组
成，而该能量是由电荷移动所产生。
——不同波长或频率的电磁波有不同的物理 特性，可以用波长和频
率来区分电磁辐射。
2. 波粒二象性：
电磁波的波动性: 波动传播，发生吸收、反射、折射、干涉、衍射和
偏振等效应。V＝λ·f
电磁波的微粒性: 电磁辐射、吸收过程发生的气体辐射谱线和吸收
谱线、光电效应等，如光与物质作用时的光的发射、吸收 、色散和
散射等。

其中
h＝6.626×10
-34
J·s
，称为普朗克常数。
3. 辐射冷却：各种物件都会放出热能。以地面为例，它不断向外
太空放出热能，另一方面，在日间却吸收由太阳射来的能量。
由于地面在日间吸收的热能比本身 放出的为多所以温度上升。
在晚间，由于没有太阳照射，而地面又不断散发热能，因此地
面温度 下降。这种夜间降温现象称为「辐射冷却」
——晚间气温下降的幅度多寡跟云量、风力及湿度有关。在天 朗气
清、微风及干燥的情况下，温度下降是最大的。云层对地面温度的
影响跟我们盖被子相似， 减低热能向外散发。因此在多云时的降温
是比天朗气清时小。微风使冷空气不易与周围的空气混和而变暖 。
另外，由于空气中的水份会阻挡地面的热能向外散发，所以潮湿空
气令地，而干燥空气则令地 面冷却得较快。
4. 绝对黑体: 如果某一物体对于任何波长的辐射都能全部吸收，即
A=1 ，则该物体为绝对黑体，相应的，必有反射和透射为零，
即：R=0，T=0，如果物体对某一波长全部 吸收，即Aλ 则称 该
物体对这一波长为黑体。
——绝对黑体在自然界是不存在的，吸收率最 大的物体：eg烟炱黑
对可见光个波段的吸收率均超过0.95，接近于1，但在远红外段的吸
收率比1小的多。因此不能说他是绝对黑体。
黑体与黑色物体的区别：黑色物体只是表明他对可见光的反 射性
质，不能只由物体的颜色来判断其对整个波段的吸收能力。洁白的
雪面对远红外波段而言， 远比一般物体更接近于黑体。

5. 大气分子的选择吸收:大气中各种成分具有选择吸收的特 性，这
是由组成大气的分子和原子结构及其所处的运动状态决定的。
6. 辐射强度: 若点辐射源在小立体角△Ω内的辐射功率为△Φ，则
△Φ与△Ω之比的极限值定义为辐射强度。 单位：WSr （瓦球
面度）。
物理描述：点辐射源在某一方向上的辐射强度，是指辐射源在包 含
该方向的单位立体角内所发出的辐射通量。
7. 净辐射通量密度(净辐照度): 为单位波长间隔向上的辐射通量密
度（E↑），与向下的辐射通量密度（ E↓）之差称为净辐射通量
密度，即：E*= E↓- E↑。单位为

8. 立体角：锥体所拦截的球面积dA与半径r的平方之 比。
物理意义：在辐射传输方向上的单位立体角内，通过垂直与该方向的
单位面积，单位波长间 隔的辐射功率。
假如L与观测位置无关，则辐射场是均匀的；
假如L与观测方向无关，则辐射场 在该点是各向同性的；
假如L与时间无关，则辐射场就是定常的。

9. 灰体: 物 体的吸收率A不随波长而变，但A<1，则称物体为灰
体。地面对长波辐射的吸收率近于常数，故可以认 为地面是灰
体，且吸收率A接近于1.
10. 彩虹的形成: 彩虹是因为阳光射到空中接近圆 形的小水滴，造成
色散及反射而成。阳光射入水滴时会同时以不同角度入射，在
水滴内亦以不同 的角度反射。当中以40至42度的反射最为强
烈，形成我们所见到的彩虹。形成这种反射时，阳光进入 水
滴，先折射一次，然后在水滴的背面反射，最后离开水滴时再
折射一次。因为水对光有色散的 作用，不同波长的光的折射率
有所不同，蓝光的折射角度比红光大。由于光在水滴内被反
射，所 以观察者看见的光谱是倒过来，红光在最上方，其他颜
色在下。
i. 其实只要空气中有水滴， 而阳光正在观察者的背后以低角
度照射，便可能产生可以观察到的彩虹现象。
11. 黑体辐出 度试验:
黑体辐射：物体吸收辐射能同时，又要向外辐射能量。

A为黑体 B
1
PB
2
为分光系统 C为热电偶
测定黑体辐出度的实验简图
12. 基尔霍夫定律:
任何物体辐射率和吸收 率之比相同，且仅是温度的函数，物体的吸
收率等于比辐射率（
,T

）。
F
,T
A
,T
= f(,T)=F
B
(,T)
f(,T)
为普适函数，F
B
(,T)为黑体辐射率（黑体吸收率为1）。
,T
=A
,T
，
,T
= F
,T
F< br>B
(,T)
基尔霍夫定律证明：
如一黑体和一物体在真空中达辐射平衡：
对黑体，放射=吸收，为
F
B
(,T) d = F
,T
d + (1- A
,T
) F
B
(,T) d
黑体的放射=黑体吸收物体的放射+黑体吸收物体吸收后剩下的辐射

对物体平衡，F
,T
d = A
,T
F
B
(,T) d
物体的放射=物体的吸收

都有A
,T
F
B
(,T) = F
,T
基尔霍夫 定律表明：任何物体的辐射率（辐出度）和吸收率之比都
等于同一温度下黑体的辐出度
F
B
(,T)
。在相同温度时，黑体的辐出
度是最大的，其他物体都无法超越它。通常定义物体的发射能力F,T和黑体的辐射能力
F
B
(,T)
之比为比 辐射
率
,T
，则基尔霍夫定律也可以写成下列形式：
,T
=A< br>,T
（物体的比
辐射率与其吸收率相等）
基尔霍夫定律的意义：将物体的吸收能 力和放射能力联系起来，同

时知道吸收率就知道了比辐射率；将各种物体的吸收、放射能 力与
黑体的放射能力联系起来。
13. 太阳日:太阳相继两次经过同一地方子午圈所经历的时 间为一个
太阳日。
由于太阳日有真太阳日和平太阳日的区别，因此就有了两种太
阳时。
（1） 真太阳日：对某一个观测点来说，太阳连续两次经过
中午的时间间隔。
（2） 平太阳日：天文学上假定由一个太阳（平太阳）在天
赤道上（而不是在黄赤道上）作等速运行，其速度等
于运行在黄赤道上真太阳的平均速度，这个假想的太
阳连续两次上中天的时间间隔，叫做一个平 太阳日，
这也相当于把一年中真太阳日的平均称为平太阳日，
并且把124平太阳日取为1平太 阳时。
（3） 高度角和方位角：
（4） 真太阳时之计算：在日射测量和计算太阳辐射时应考
虑真太阳时
真太阳时 = 平太阳时(日常时间) + 时差
= (当地平太阳时 + 经度订正)+时差
= (当地平太阳时 4(s– ))+时差
其中 为当地经度，s 为当地标准时的经度（北京时 s =
120º）。上式的单位用分钟表示 例题5.3 p89
14. 散射过程：散射是全波段的，根据原辐射的波长λ和粒子尺度所
确 定的
的大小将散射分为三类：
（1）当α<<1即r<<λ时的散射称为瑞利散射，主要指的是 大气层
气体分子对可见光的散射。
（2）当0.1<α<50即r≈λ时的散射称为米散射，主 要指的是尘埃颗
粒、云滴对于可见光的散射。
（3）当α>50时即r>>λ时的散射称为几何 光学散射，大雨滴对可
见光的散射属于此类。
15. 大气对辐射的吸收:

几个重要的区域：窗区
可见光区（0.40-0.75微米）
3.7微米
红外窗区 （8-12微米）：O
3
和H
2
O影响
微波窗区（2-4毫米，>6 毫米）
大气吸收的特点：（1）基尔霍夫定律是大气各种成分的吸收与发射
所具有的一个基本性 质。
（2）大气中各种气体成分具有选择吸收的特性。
（3）气体原子具有线性光谱，分子具有带状光谱。
16. 瑞利-金斯公式: 频率越高，相差越大
17. 辐射平衡: (1) 自然界的任何物体都通过辐射交换着能量。(2)
如果没有其他方式的能量交换，一物体的热量得失和热状态的
变化就取决于放射和辐射能之间的 差值。(3) 当物体发射出的
辐射能恰好等于吸收的辐射能时，该物体处于辐射平衡，这时
物 体处于热平衡态，可以用态函数温度来描述，因此也可称为
温度辐射。一般物体不是辐射平衡的。
如果辐射能交换的过程缓慢，物体的内能分布来得及均匀变
化，并持续处于热平衡状态，这时的辐射可 是为具有准平衡
性质。
一般认为地面至60km以下的大气处于局地辐射平衡状态，因
此可以用平衡辐射规律来解决平流层以下的大气辐射问题。

其他（以下部分是07级预测的）
1. 天空呈蓝（红）色的原因:瑞利散射:体积散射削弱系 数为:
体积散射削弱系数与波长的4次方成反比,波长越短,分子散射削弱
越强比较可见光波段 的红光与蓝光的体积散射削弱系数,有
Ksc,0.4Ksc,0.7=9.4，可见蓝光的散射比红光 要强9倍以上，这就
是晴天天空呈蓝色的原因，而太阳的直接辐射光在通过地球大气
时，由于分 子散射对蓝光的削弱要远大于对红光的削弱，从而使人
们看到的日盘颜色要向红色偏移，特别是当太阳处 于地平附近时，

太阳辐射所经过的大气路径远大于正午时刻，所以其颜色是红色的
而不是金黄色的。
2. “朝霞不出门，晚霞行千里”的原理解释。
答：在日出与日落前后， 天空中往往出现形态多变、五彩缤纷的大
气光象，这就是霞。根据出现的时间又分别称为朝霞（早霞）或 晚
霞。朝晚霞出现的方位和色彩受到太阳位置、空气中水汽与气溶胶
分布、以及云量和云状的影 响。在曙暮光时间内，阳光斜穿过大气
层，并且在低层大气中有很长的光程，由于大气中空气分子、水< br>汽、尘埃微粒对光的散射和吸收，使阳光受到很大衰减，各种不同
颜色光衰减情况又不相同，因此 ，通过气层后的阳光已经显示出不
同的颜色，这些光再经过大气中散射粒子的散射，才能到达人的眼睛。这就进一步增加了天空色彩的复杂性。大气中成份与状态都在
不断地变化，形成了变化万千的美 丽彩霞。
我国大部分地区降雨天气主要来自两个方向，一是受西风带影响，
系统性天气过程自西 向东移动，如果东方出现早霞，而西方天空有
厚云，将有系统性降水天气。另一个是对流性降水过程，随 着日照
加强而空气对流增强，因此往往随太阳移动，在中午前后形成局地
降雨，如果雨后晴天， 东方出现朝霞，表现出大气中湿度很大，这
是雨兆。而晚霞出现一般表示西方天空没有大范围云层，这是 系统
性天气已过境的征兆。而且，由于热力对流在傍晚减弱，也就难以
形成降雨。因此才有“早 霞不出门，晚霞行千里”的谚语。
3. “巴山夜雨”形成的原因。
答：夜雨是指晚八时以后， 到第二天早晨八时以前下的雨。“巴
山”是指大巴山脉，“巴山夜雨”其实是泛指多夜雨的我国西南山< br>地（包括四川盆地地区）。这些地方的夜雨量一般都占全年降水量
的60%以上。例如，重庆、峨 眉山分别占61%和67%，贵州高原上的
遵义、贵阳分别占58%和67%。我国其他地方也有多夜雨 的，但夜雨
次数、夜雨量及影响范围都不如大巴山和四川盆地。
西南山地为什么多夜雨呢？主要 有以下两个原因：
其一是西南山地潮湿多云。夜间，密云蔽空，云层和地面之间，进
行着多次的 吸收、辐射、再吸收、再辐射的热量交换过程，因此云
层对地面有保暖作用，也使得夜间云层下部的温度 不至于降得过
低；夜间，在云层的上部，由于云体本身的辐射散热作用，使云层
上部温度偏低。 这样，在云层的上部和下部之间便形成了温差，大
气层结构趋向不稳定，偏暖湿的空气上升形成降雨。< br>其二是西南山地多准静止锋。云贵高原对南下的冷空气，有明显的
阻碍作用，因而我国西南山地在 冬半年常常受到准静止锋的影响。

在准静止锋滞留期间，锋面降水出现在夜间和清晨的次 数，占相当
大的比重相应地增加了西南山地的夜雨率。
4. 冬季常出现的大雾天气的成因。< br>答：雾形成的条件一是冷却，二是加湿，三是有凝结核。增加水汽
含量。这是由辐射冷却形成的， 多出现在晴朗、微风、近地面水汽
比较充沛且比较稳定或有逆温存在的夜间和清晨，气象上叫辐射
雾；另一种是暖而湿的空气作水平运动，经过寒冷的地面或水面，
逐渐冷却而形成的雾，气象上叫平流 雾；有时兼有两种原因形成的
雾叫混合雾。可以看出，具备这些条件的就是深秋初冬，尤其是深
秋初冬的早晨。
辐射冷却就是在夜晚时分，由于地面缺乏太阳照射又不断向外界放
射能量导致地 表温度降低，产生下冷上热的逆温层，这样的气层结
构十分稳定，水汽不扩散而形成雾这一天气现象。< br>由于雾是十分稳定的，因此在清晨出现大雾天气说明地面对流不强
烈，不容易形成降雨，所以一般 大雾天气都预兆了晴朗的一天。
5. 彩虹形成的原因。
答：彩虹是因为阳光射到空中接近圆形 的小水滴，造成色散及反射
而成。阳光射入水滴时会同时以不同角度入射，在水滴内亦以不同
的 角度反射。当中以40至42度的反射最为强烈，形成我们所见到的
彩虹。形成这种反射时，阳光进入水 滴，先折射一次，然后在水滴
的背面反射，最后离开水滴时再折射一次。因为水对光有色散的作
用，不同波长的光的折射率有所不同，蓝光的折射角度比红光大。
由于光在水滴内被反射，所以观察者看 见的光谱是倒过来，红光在
最上方，其他颜色在下。
其实只要空气中有水滴，而阳光正在观察者 的背后以低角度照射，
便可能产生可以观察到的彩虹现象。彩虹最常在下午，雨后刚转天
晴时出 现。这时空气内尘埃少而充满小水滴，天空的一边因为仍有
雨云而较暗。而观察者头上或背后已没有云的 遮挡而可见阳光，这
样彩虹便会较容易被看到。另一个经常可见到彩虹的地方是瀑布附
近。在晴 朗的天气下背对阳光在空中洒水或喷洒水雾，亦可以人工
制造彩虹。
空气里水滴的大小，决定了 彩虹的色彩鲜艳程度和宽窄。空气中
的水滴大，虹就鲜艳，也比较窄；反之，水滴小，虹色就淡，也比较
宽。我们面对着太阳是看不到彩虹的，只有背着太阳才能看到彩虹，
所以早晨的彩虹出现在西方 ，黄昏的彩虹总在东方出现。
6. 填空题可能部分：
太阳是太阳系的中心天体，是一个巨大而 炽热的等离子球体，没

有固体的星体或核心。太阳的直径约为139.2万千米，是地球 的109
倍。
太阳主要由氢（约71%），氦（约27%）以及其他元素构成，正负
离 子电荷总量相等，整体呈中性。这种温度极高，电离度极高的物质
聚集态，称作除固态、液态、气态外的 物质第四态。
太阳辐射是热核反应能。这种辐射以电磁波的形式，经过498秒
的时间传送到地 球。地球所接受到的太阳辐射能，只是太阳向外部发
射总能量的二十分之一。
太阳辐射的波长范 围：大约在0.15-4微米之间。在这段波长范围
内可分为三个主要区域，即波长较短的紫外光区，波 长较长的红外光
区和介于二者之间的可见光区。
太阳辐射的能量主要分布在可见光区和红外区< br>厚的积雨云（云盖面超过805）的平均反照率为92%


题型：
1、 填空（10*1分）
2、 名词解释（6*5分）
3、 推到、计算（3*10分）计算题复习注意老师
给的课后作业题
4、 作图（10分）：答题时还要有必要的文字说
明
5、 简答（2*10分）

PS：个人能力有限，此资料仅供参考，还是有些
部分不完全，大家还得结合PPT复习，不要完全局< br>限于此资料。祝大家取得好成绩！