大气辐射学_石广玉

1、石广玉教材、参考书教材：石广玉编著，大气辐射学，科学出版社，北京，2007，89RMB。 1. Paltridge, G. W., Platt, C. M. R., Radiative Processes in Meteorology and Climatology, Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam, 1976. (有中译本，比较偏重于应用) 2. Liu, K. N., An Introduction to Atmospheric Radiation, Academic Press, New York，1980. (有中译本

2、,亦有更新版) 3. Goody, R. M., Atmospheric Radiation I. Theoretical Basis, Oxford at the Clarendon Press, 1964. 4. Goody, R. M., Yung, Y. L., Atmospheric Radiation Theoretical Basis(2nd ed.), Oxford University Press, 1989. 5. 刘长盛，刘文保，大气辐射学，南京大学出版社，南京，1990。 6. 尹宏，大气辐射学基础（通俗易懂），气象出版社，北京，1993。 7. 周秀骥等，高等大气物理

3、学（下），气象出版社，北京，1991。什么是什么是“大气辐射学大气辐射学”？大气辐射学是大气物理学中的一个古老的、但近年来又获得蓬勃发展的学科。辐射过程是大气中最重要的物理过程之一。一方面，地气系统的辐射收支决定了长期的全球平均气候状况；另一方面，太阳辐射能和热辐射能在大气中的辐合、辐散，形成非绝热冷、热源，造成大气水平和垂直层结的不稳定。有许多学者认为，地球气候环境系统是由大气圈、水圈、冰雪圈、岩石圈和行星圈（宇宙空间圈）所谓“五圈”构成的。但实际上，水圈和冰雪圈只是水的不同存在状态，而行星圈则是影响其他“四圈”的外部因子。从能量和热力学的角度来看，决定地球天气、气候环境的，是来自行星圈的太

4、阳辐射能以及这一能量通过动力过程在大气圈和水圈的再分配。很难设想，没有太阳辐射及热辐射过程的地球环境会是怎样一种状态。运动就是一切，没有运动就没有一切，但运动来自于不稳定。造成地球气候环境不稳定的根本原因是辐射过程，从这种意义上来说，地球气候环境系统就是在辐射过程造成的这种不稳定与动力过程使系统趋于稳定的相互作用中演化的。k辐射传输过程与动力过程的相互作用决定辐射传输过程与动力过程的相互作用决定了地球气候环境的长期平衡状态了地球气候环境的长期平衡状态内容与重点 本课程的内容与重点是研究地球大气中辐射传输的物理过程和基本规律以及地球大气系统（简称地气系统）的辐射能收支，特别是与全球（气候）变化有

5、关的辐射问题。其研究课题是：入射太阳辐射能转换为散射辐射和热辐射以及在地球大气中产生的热力学效应（Goody and Yung, 1989），重点是由大气动力和辐射过程引起的地气系统所吸收的太阳能的再分配以及最终作为低温的行星或地球（含大气）辐射而返回外空所形成的地气系统的辐射平衡。与辐射过程有关的耦合过程示意图与辐射过程有关的耦合过程示意图 章节内容（1）第1章 地球大气组成及其变化1.1 大气的热结构1.2 大气压力随高度的变化1.3 大气组成及其变化第2章 大气辐射过程与辐射性质2.1 热辐射2.2 气体分子能级跃迁与谱线性质2.3 大气分子吸收光谱2.4 大气中粒子的光散射与吸收第3章

6、 单色辐射传输问题的解3.1辐射传输方程3.2对于特殊问题的解析解3.3数值解法3.4近似数值解法3.5三维辐射传输数值方法简介第4章 辐射传输中的光谱积分4.1辐射计算的若干问题4.2 逐线积分模式4.3带模式4.4 吸收系数分布模式4.5 参数化与经验和半经验方法章节内容（2）第5章 地气系统辐射平衡扰动的简单模式表达5.1 地气系统的辐射平衡5.2 能量平衡模式5.3 辐射-对流模式第6章 气候变化的辐射强迫6.1 引言6.2 大气温室气体的辐射强迫6.3 大气气溶胶的辐射强迫6.4 太阳变化的辐射强迫6.5 云的辐射强迫6.6全球增温潜能6.7 人为热释放附录附录1 与辐射有关的物理常

7、数附录2 单位与换算附录3 HITRAN2004分子光谱资料汇编简介附录4 大气气溶胶折射指数附录5 水和冰的复折射指数附录6 地外太阳分光光谱辐射通量密度以及到达地面的太阳辐射通量的简化计算方法附录7 目前世界上主要大气环流模式中的辐射方案简介大气辐射学的学科体系“ The updated 100-year linear trend (1906 to 2005) of 0.74 0.56 to 0.92 is therefore larger than the corresponding trend for 1901 to 2000 given in the TAR of 0.6 0.4 t

8、o 0.8 . The linear warming trend over the last 50 years (0.13 0.10 to 0.16 per decade) is nearly twice that for the last 100 years. The total temperature increase from 1850-1899 to 2001-2005 is 0.76 0.57 to 0.95 .” -IPCC AR4 SPMGlobal and China annual temperature changes in the recent 100 years, rel

9、ative to the period 1961-1990( Globe: CRU/Jones PD, China: Wang S )Warming trends for globe and China are significant in the past 100 yearsClimate Change in China (from Qin)GlobalChinaSpatial distribution of temperature changesover China during the past 50 yearsMost regions turned to warmer, particu

10、larly in northern China( NCC / CMA )Cooling WarmingClimate Change in China （from Qin)地球气候系统（IPCC 2007）全球能量平衡（绝对单位，年平均）全球能量平衡（绝对单位，年平均）注意：三重含义（地面、大气顶、大气）注意：三重含义（地面、大气顶、大气）IPCC 2007 (Kiehl and Trenberth, 1997 )Trenberth, Fasullo, and Kiehl, BAMS, 2009, March全球能量平衡（相对单位）全球能量平衡（相对单位）An idealised model o

11、f the natural greenhouse effect类比方法类比方法：这种方法，根据历史上已经发生过的全球的或区域的气这种方法，根据历史上已经发生过的全球的或区域的气候状况，来预测大气温室气体浓度增加引起全球变暖后的气候状况。候状况，来预测大气温室气体浓度增加引起全球变暖后的气候状况。但是，对于地球气候这样一个高度非线性的系统来说，是否存在完但是，对于地球气候这样一个高度非线性的系统来说，是否存在完全可以类比的气候，可能是一个有争议的问题；另外，由于很难获全可以类比的气候，可能是一个有争议的问题；另外，由于很难获得历史气候状况的精确资料，所以可以进行类比的气候要素有限；得历史气候状况

12、的精确资料，所以可以进行类比的气候要素有限；也许最重要的是，类比方法无法阐明气候变化的机制，这就大大限也许最重要的是，类比方法无法阐明气候变化的机制，这就大大限制了它的应用制了它的应用 物理方法：物理方法：地球气候系统是一个包括大气圈、水圈（特别是海洋和地球气候系统是一个包括大气圈、水圈（特别是海洋和云系）、冰雪圈、生物圈和岩石圈在内的复杂系统，要科学地预测云系）、冰雪圈、生物圈和岩石圈在内的复杂系统，要科学地预测气候的未来变化，唯一可靠的方法是在支配气候系统物理定律的基气候的未来变化，唯一可靠的方法是在支配气候系统物理定律的基础上，建立一套完整的数学模式，即气候模式础上，建立一套完整的数学模

13、式，即气候模式目前，由于人为和自然原因引起的全球（气候）变化已成为一个目前，由于人为和自然原因引起的全球（气候）变化已成为一个重要的全球环境问题，有几种不同的方法可以对其进行归因和预重要的全球环境问题，有几种不同的方法可以对其进行归因和预测研究测研究研究气候变化的方法研究气候变化的方法温室气体气候效应的评估方法地面温度的变化地面温度的变化：如果想用一个单一的热力学物理量来表征全球气候状况的话，那么地面温度无疑是最恰当不过的。因此，地面温度的变化是温室气候效应的最直观、也是最终的一种度量。利用第5章所介绍的能量平衡气候模式（EBM），辐射-对流模式（RCM）以及更复杂的大气环流模式（GCM）可以

14、计算大气温室气体浓度变化引起的地面温度变化。但是，正如第5章所指出的，地面温度变化取决于地气系统中的多种反馈过程，例如水汽-温度反馈、雪冰反照率-温度反馈以及云-气候反馈等。对这些反馈过程，目前尚未完全了解。因此，即使在气候系统的外部强迫已知的条件下，对地面温度变化的预测的不确定性仍然很大。比如，当大气中二氧化碳浓度增加1倍时，目前预测的地面温度变化在之间，相差3倍左右。辐射强迫辐射强迫：另一种评估温室气体气候效应相对大小的方法是，计算某种气体的大气浓度变化后它所引起的对流层顶净辐射通量的变化，即辐射强迫（RF）。用辐射强迫来表征不同温室气体气候效应相对大小的好处是： 1）辐射强迫可以提示气候

15、变化的总趋势。如上所述，辐射强迫将扰动入射和出射辐射的平衡，为了建立新的辐射平衡，气候系统将响应此种扰动而发生变化。例如，平均而言，当RF0 (定义向下的辐射通量为正)时，它将加暖地面和对流层；而当RF0时，地面和对流层将会变冷。 2）由于避开了地气系统中的多种复杂反馈过程，因此可以以比确定气候变化本身高得多的精度来确定它，从而比较各种辐射强迫因子的相对大小。目前的气候模式主要由于对气候系统中各种复杂的反馈过程的处理不同，对于相同的外部强迫所得到的地面温度变化 (更不要说降水等其他气候变化)是很不相同的；而且甚至无法断定何种结果更接近实际情况。但是，就RF而言，特别是各种GHGs浓度变化所产生

16、的辐射强迫，却可以以高得多的精度来确定它，从而得以比较它们的相对大小并进而给控制GHGs排放的政策制定提供参考依据。 这里值得注意的是，由于气候系统中大气、海洋，可能还有冰雪圈、地表以及生物圈之间复杂的相互作用，当不存在任何辐射强迫，即RF=0时，气候也可以发展变化。不过，一般说来这种变化是短期的，而且是可以恢复的。全球增温潜能（全球增温潜能（GWP）与温变潜能（）与温变潜能（GTP）：需要强调指出的是，以上两种度量方法均建立在大气中温室气体浓度变化的基础上，而不直接涉及某种气体向大气中的释放量。但是，从制定方针、政策的观点来看，估价某种温室气体的进一步释放所可能产生的影响显得更为重要。所以，

17、应当寻求一种度量方法，它可以把对单个分子的温室强度的计算与对分子的大气寿命的估计结合起来，同时它又能将该种气体在大气中引起的化学变化（主要指生成新的温室气体分子）所带来的间接温室效应包括进去。受到大气臭氧损耗潜能（ODP）的启发，提出了全球增温潜能的概念，实际上它也是一种辐射强迫指数，但其中包含有温室气体分子大气寿命的信息。 瞬时辐射强迫（IRF）与调整过的辐射强迫（ARF）RFCC（IPCC AR4）气候系统的响应与反馈气候系统的响应与反馈TF 1/FT 或者或者长寿命GHG的RFCC变化史Shi (1992) GHGs RF计算公式IPCC (1994)特别提及了IPCC(1990)和Sh

18、i (1992)的公式。石广玉 (1992) 在k-分布辐射计算模式的基础上使用一个一维辐射-对流模式对均匀混合的大气温室气体的辐射强迫提出了以下简化计算公式，其中已经包括了吸收带重叠的效应与其他简化公式相比，石广玉(1992) 简化公式的主要不同表现在： 在CO2辐射强迫的公式增加了平方根项，在CH4和N2O的公式中增加了线性项;(1) 公式更具有物理意义，而且精度更好（IPCC 2001）。 CO2 CH4 N2O CFCs )(03691. 0)/ln(735. 500CO2CCCCFppmv150040 C)(8218. 3)(4740. 4)(4425. 1)(0556. 00000

19、CH4MMNEMMNEMMEMMFppbv000,10100 M)(8218. 3)(4740. 4)(4504. 2)(1305. 00000ON2NNMENNMENNENNFppbv000, 120 NCFCs21CFCs218. 0CffFC是大气CO2的浓度(ppmv)M和N分别为CH4和N2O的浓度(ppbv)下标”0”表示参考浓度，且C0=354ppmv, M0=1720ppbv,N0=310ppbv。CCFCS是CFCs, HCFCs和HFCs的浓度(ppbv) f1和f2分别是相对于CFC-11的比例因子和重叠效应订正系数 大气气溶胶的辐射强迫 可以分为以下几种类型 直接辐射强

20、迫直接辐射强迫：大气气溶胶直接辐射强迫的符号是可正可负的，取决于气溶胶粒子反射和吸收太阳辐射的相对能力 间接辐射强迫间接辐射强迫 ：涉及到气溶胶与大气其他辐射活性成分（例如，云）的相互作用 半直接效应半直接效应 ：当气溶胶增加太阳加热率、促进低云蒸发时，会造成云量和云反照率的减小，并进而影响气候 已经辨识出并认为是重要的气溶胶粒子的各种辐射强迫机制已经辨识出并认为是重要的气溶胶粒子的各种辐射强迫机制（黑点：气溶胶颗粒；空心白圆：云滴；黑直线：太阳辐射；波浪线：地球辐射）（黑点：气溶胶颗粒；空心白圆：云滴；黑直线：太阳辐射；波浪线：地球辐射）散射与吸收：直接效应未被扰动的云反照率效应：CDCN增

21、加，第一类间接效应云高上升、云寿命延长：第二类间接效应加热引起云蒸发、破碎造成云量和云反照率减小：半直接效应冰云与尾流的间接效应气溶胶与云、降水相互作用气溶胶气候-环境问题的复杂性 大气气溶胶的物理特性 数浓度 谱分布 粒子形状 大气气溶胶的化学组成 大气气溶胶的光学、辐射特性 以上特性的垂直分布 时空分布的高度可变性 历史资料 大气气溶胶的辐射强迫受到多种因子的影响，目前很难对每个因子的效应作出确切估计 LargeAbsorbingNon-AbsorbingSmallFilter-ICFilter-TEMSMPS(DMA-CPC)LidarAethalometerAMSAndersen Sa

22、mpler分类（粒径、浓度、成分、形状）PSAPSOOT (BC, EC)Organic CarbonSulfateDustSeasalt SkyradiometerNephelometerOPC气溶胶的三个重要物理量 气溶胶光学厚度，定义为 ： 是气溶胶消光系数， ，而 和 则分别是气溶胶散射系数和吸收系数 ，可表示为 是单个粒子的消光效率因子dzzzz),()(21eAeasesa21)(log10ln)(),()(2as,e,as,e,rrdrrdrrdNrrmQ),(as,e,rmQ单次散射比（或单次散射反照率） 单次散射比（或单次散射反照率），用来度量气溶胶粒子散射和吸收的相对重要性

23、)()(1)()()(eaes不对称因子不对称因子定义为角度散射相函数的余弦加权平均，即 它用来度量前向与后向散射的辐射量，其中， 是相函数cos),(cos),(cos)(dpdpg),(p21)(log10ln)(),(),(2rrdrrdrrdNrrmFp归一化的相函数则为 21)(log10ln)(),()(/1 (),(2srrdrrdrrdNrrmFp云云对对地球地球辐辐射的影响射的影响（注意：高、低云的不同效果注意：高、低云的不同效果）不但缺乏地质、历史年代云的任何纪录，器测年代的纪录（目视）也不可靠，卫星资料不足四十年没有任何观测的和/或理论的证据表明：在一个变化了的气候环境下

24、云将不发生变化目前，我们无法知道：在一个变化了的气候环境下，云（云量、云高、云型、云的光学特性）将如何变化？云-气候研究面临的困难所用模式 采用一个一维辐射-对流气候模式（RCM）来研究云的辐射-气候效应。 从地面到50左右的地球大气分为20层 ；当太阳常数取为1367W/m2，大气温室气体浓度取当前值，在模式高度4.25-5.5km处放置云量等于0.5、光学厚度等于9.0的有效云层时，得到地面温度等于288K、行星反照率等于0.32的一个平衡态气候，相当好地表征了目前全球平均的状况。 大气顶短波太阳辐射的强迫计算公式 长波辐射产生的大气顶辐射强迫为 综合计算公式综合计算公式.51. 8,)5

25、2. 8/exp(60.) 5 . 8/exp(1765.1136.124,49. 5,)46.17/exp(07. 2) 5 . 8/exp(1765.1136.124CCCCCCCCCCCCstHHHAHHHAF.46.1662.14)46.16/ )62.14(2exp(81.21)60. 0/exp(95.4514.552CCCCCCltHHHAF云量、云光学厚度、云高对辐射强迫的影响 以Ac=0.49, c=9.0，Hc=5.5Km为例(单层有效云层) 如果取Ac=-0.02,c=-0.5和Hc=0.3Km(这些取值均在其平均值的5%左右)， 可得Fc分别为1.356，1.686，2

26、.035 W.m-2 三者的和为5.077W.m-2，已经大于CO2倍增所产生的辐射强迫3.75 W.m-2 如果取Ac=+0.02,c=+0.5和Hc=-0.3Km 可得Fc分别为-1.363，-1.598，-1.217 W.m-2，三者的和为-4.178W.m-2，幅度与CO2倍增所产生的辐射强迫3.75 W.m-2不相上下，但符号相反。结 论（1）云量。总体来说，随着云量增加，云的辐射强迫增大，冷却效应增强。（2）云光学厚度。总体效果是，随着光学厚度的增加，云的辐射强迫越来越大，冷却 效应越来越强。（3）云高。云对地表接收到的短波向下辐射通量有遮挡作用，但是，这种作用与云的 高度有关。特

27、别是，随着高度的增加，云将由水云变为冰云，云型的变化将对其辐射- 气候效应产生巨大影响。（4）与太阳短波辐射相比，云的存在对大气长波辐射的影响相对较小。由于云在长波 波段基本上可以作为黑体处理，所以云底（顶）高度（温度）对辐射通量（强迫）的 影响较大。（5）云具有极为重要的辐射-气候效应。云量、云光学厚度以及云高即使只有百分之几 的变化，所带来的辐射强迫也可以与大气二氧化碳浓度加倍所产生的辐射强迫相比 拟。遗憾的是，目前我们并不清楚：在一个变化了的气候条件下，云将发生何种变化 （包括变化的方向及变化幅度）。为了解释过去的气候变化，特别是未来气候变化的预 测，亟待加强该领域的研究。地球气候变化的

28、自然强迫自然原因 火山爆发（季节-几年尺度） 日射量 太阳变化（年代际-几百年） 地球轨道变化 地球系统内部层圈相互作用研究地球气候变化的自然原因的意义了解控制不同尺度的气候变化的因子经济和社会意义火山喷发 火山活动是除太阳活动外影响地气系统的辐射收支进而影响全球气候的另一个重要的自然因子 火山喷发的气候效应 大的火山喷发所形成的平流层气溶胶云，对大气辐射过程的影响是多方面的。其中最明显的、也是了解最多的是它对太阳辐射的影响 硫酸盐气溶胶粒子的有效半径大约是0.5um，与可见光的波长非常接近，而且其单次散射比接近于1 ，增加了行星反照率 另一方面，由于平流层火山气溶胶粒子的存在，前向散射过程也

29、同时增强，使得向下的散射辐射增加；它在某种程度上补偿了直接太阳辐射的减少，但并不足以全部补偿，因此在地面上产生一种净的冷却效应。 直接效应 在反射和散射太阳可见光的同时，平流层火山气溶胶对太阳近红外辐射的吸收也是重要的，这将导致火山云上部增暖 。 各种相互抵消、补偿的辐射效应的净结果是，火山平流层云本身被加热以及地面的冷却 到达地面的直接太阳辐射通量的大幅度减少，是造成火山喷发后全球变冷的主要原因。 间接效应 火山气溶胶还具有若干可能的间接效应。其中，比较重要的是，平流层气溶胶粒子的增多，会通过非均相反应加速臭氧的减少，从而导致平流层太阳加热率的减小，地面UV辐射的增加。 火山气溶胶粒子也可以

30、作为凝结核，影响卷云的形成。 过去火山活动指数（Robock, 2000）1883年印度尼西亚年印度尼西亚Krakatau火山喷发火山喷发， 1902 Pelee, W-Indies，14.82N 61.2W, Soufriere St. Vincent, W-Indies 13.33 61.2W 4 I,G,C I,Co L,St1903 Santa Maria, Guatemala 14.76N 91.5W, 1991菲律宾Pinatubo Visible (wavelength of 0.55 micron) optical depth estimates of stratospheri

31、c sulfate aerosols formed in the aftermath of explosive volcanic eruptions that occurred between 1860 and 2000. 辐射强迫与光学厚度的关系太 阳太阳变化的辐射强迫 寻求造成近百年来全球平均气温变化的其它原因 火山和太阳活动所造成的强迫是目前已知的可能影响十年几百年时间尺度气候变化的最重要的外部自然强迫因子。对于从近百年的气温变化中探测（辨识）人为强迫起着关键作用。 图1861-1989年近130年间的北半球温度距平与Zurich太阳黑子数的关系：不可思议的相关，不可思议不可思议的相关，

32、不可思议的地面温度变化超前太阳黑子数的地面温度变化超前太阳黑子数太阳周期长度与地面气温的相关太阳变化的观测太阳变化的观测 一个重要的物理量太阳常数 定义：在大气顶，平均日地距离上，与太阳光线方向垂直的单位面积上所接受到的太阳总辐射能称为太阳常数 太阳常数的观测太阳常数的观测1970年以前利用各种方法所测得的太阳常数 Measurements of total solar irradiance made between 1979 and 1999 by satellite, rocket and balloon instruments太阳常数的卫星观测太阳常数的卫星观测Fig. 6.4: Measurements of total solar irradiance made between 1979 and 1999 by satellite, rocket and balloon instruments (http:/www.pmodwrc.ch/solar_const/solar_const.html).太阳辐射强迫 值得注意的是，由于面积和反照率效应，太阳强迫只是太阳辐射通量密度的0.175 倍，即 1410740175p.最近的卫星观测资料表明