考博现代气候学二

第二章气候系统的热力过程第一节 太阳辐射第二节 地-气系统的长波辐射第三节 全球能量平衡一.到达大气上界的太阳辐射--天文辐射天文辐射：大气上界，在与地球表面为同心

球面上所接收到的太阳辐射，或者说不考虑

大气圈影响的地表面太阳辐射称为天文辐射。由太阳与地球的相对位置所决定。第一节 太阳辐射1.影响天文辐射的因素1)日地距离太阳常数:大气上界、日地平均距离处、垂直于太阳光线方向、单位时间、单位面积所接收到的所有波长的太阳辐射能。数值及单位：-2I

0

=

1370

–

7WM大气上界、任意日地距离时、垂直于太阳光线方向、单位时间、单位面积接收到的所有波长的太阳辐射能。(JM-2S-1)(日地平均距离)(某一天日地距离)I0I0

=

g2¢0rg

=

r2)太阳高度太阳高度角:太阳光线与地球水平面的夹角。任意时刻、大气上界、单位时间、单位面积接收到的太阳辐射能为：sinh2rI

0I

¢=(J/M2s)3)照射时间第一节r

2p(w

0

sin

j

sin

d

+

cosj

cosd

sin

w

0

)TI=

0Qs日出到日没的时间间隔sinh

=

sin

j

sin

d

+

cosj

cosd

cosw大气上界、某一天、水平单位面积接受的日辐射量:(JM-2)2、天文辐射的时空分布特征1）天文辐射的年变化：具有以一年为周期的季节性变化特点，但不同纬度具有不同的变化幅度，中高纬度的年变化显著，低纬度的年变化小。

2）天文辐射的空间变化：具有随纬度增高而减小的趋势。不同季节或不同区域这种趋势有强弱差异。第一节第一节春分夏至秋分冬至春分Q

(JM-2)d

023

2700-

23

27北半球中纬度地区日辐射总量的季节演变二.太阳辐射在大气中的减弱第一节Ildz强度减弱:d

IlldI

=

-kl

rI

l

dl地面kl

称为大气对太阳辐射的质量削弱系数JIl

+d

Il平面平行大气zz

+

dzhdl天顶距dz

dzsinh

cosJ=

secJdz=dl

=0、大气中太阳辐射传输过程单色光强度Il

：垂直于太阳光线方向,单位时间、单位面积、单位波长的辐射能(Jm-2

s

-1

mm-1

)经过的路径是dlA从大气顶到Z高度积分,得l0-

k

rdlIl

=

I

0lel为太阳辐射通过大气介质的质量,称为光学路径l

rdl0第一节I

0lIl:大气上界波长为l

的单色光辐射强度Z高度上波长为l

的单色辐射强度

rdz大气质量:太阳光投射到地面所经路程中,单位截面积空气柱的质量.大气质量数(m):实际投射条件下的大气质量与垂直投射下的大气质量的比值.m

=

rdl引入均质大气高度H0和密度r00

0rdz

=r

H第一节0

0r

Hm

=

rdldz»

dl

(h

30 )

=

secJ如果介质的光学性质是均匀的,

kl为常数00ll0lrdl0l0lllle-klmr0

H

0-k-

k

rdl=

I=

I

eI

=

I

e令:Pl=

e

-kl

r0

H

0Pl即为大气对单波l

的透明系数大气透明度描述大气对太阳辐射衰减的程度,常用透明系数表示Pml0

l

lI

=

I到达地面的单色辐射强度为:对所有波长积分,得:I

=

I

Pm0P即为大气对太阳辐射所有波长的平均透明系数,简称大气透明系数.I经过大气到达地面垂直于太阳光线方向，单位时间、单位面积的太阳辐射能Jm-2s-11.大气对太阳辐射的吸收定义大气分子被入射太阳辐射激发，由低能级跃迁到高能级的过程称为吸收。两能级的差就是大气吸收的辐射能量值．

2）主要吸收气体氧(O2):发生在高层大气,波长＜0.26微米的远紫外波段臭氧(O3):

主要集中在25km的臭氧层水汽(H2O):对太阳辐射的吸收作用较强，主要集中于红外光区。液态水与水汽有相对应的吸收带，且吸收系数远大于水汽。3)大气的太阳加热率z¥00t*p

-

Dppz

+

DzzFl

›

(z

+

Dz)Fl

fl

(z

+

Dz)Fl

fl

(z)Fl

›

(z)单色辐射通量密度Fl

：单位时间、单位水平面积通过的单位波长)p0

A太阳辐射能（

Jm-2

s-1mm-1垂直坐标通过z高度的净辐射通量密度为Fl

(z)

=

Fl

fl

(z)

-

Fl

›

(z)通过z+dz高度的净辐射通量密度为Fl

(z

+

dz)

=

Fl

fl

(z

+

dz)

-

Fl

›

(z

+

dz)单位面积dz薄层的净辐射通量散度（出-入）=

-(Fl

(

z

+

dz)

-

Fl

(

z))

=

DFl

(

z)<0根据热力学第一定律,单位面积dz薄层吸收太阳辐射的加热率¶T¶t满足:p¶tlDF

(z)

=

-rc dz

¶Tp¶t

c

Dp¶T

=

-

g

DFl

(

p)dp=p下-p上4）效应：影响大气的温度结构；通过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则；到达地面的太阳辐射减弱。2.大气对太阳辐射的散射1）定义：大气质点将入射辐射重新向各个方向辐射出去的一种现象．

2）特点：强烈地依赖于粒子尺度与入射波长的相对大小，分为瑞利散射和米散射．3)效应：使到达地面的太阳辐射减小；并使阳光射向各个方向，整个天空明亮.3.大气对太阳辐射的反射1）定义：大气中云层和较大颗粒的尘埃将太阳辐射中的一部分能量反射到宇宙空间去的过程．特点：对各种波长均无选择性，云的反射作用最显著．效应：使到达地面的太阳辐射显著减弱.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。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。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直接辐射定义：太阳以平行光的形式直接投射到地面的辐射影响因子：太阳高度角、大气透明度.直接辐射:E

=

I0

Pm

·sinhg2(Jm-2s-1)3）影响效应4)气候特征:日、年变化和随纬度的变化从上式可以看出，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。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。2.到达地面的太阳散射辐射1)定义：太阳辐射经过大气散射后自天空投射到地面的辐射.2)影响因子：太阳高度角、大气透明度、云3）影响效应到达地面的太阳总辐射(地表总辐射)定义:实际大气条件下,到达地面的直接辐射和散射 辐射之和.

影响因子:太阳高度角(天文辐射)、云量、大气透明度.影响效应：气候特征：日、年变化和随纬度的变化我国年平均总辐射的分布6)地表总辐射的气候学计算W

=

QS

f

(a,

b)j(s,

n)Qs

天文辐射;f(a,b)大气透明状况;n云量(s日照百分率)分析地表总辐射与影响因子间的关系W-

Qs

, W-

s根据散点图,拟合经验公式W

=

Qs

(a

+

bs)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，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。总辐射的日变化情况为：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。据研究，我国年辐射总量最高地区在西藏，青海、新疆和黄河流域次之，而长江流域与大部分华南

地区反而减少。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地表反射率地表反射率森林3%~10%雪地(新雪)80%田地(绿色)3%~15%雪地(陈雪)50%~70%田地(已开垦的干地)20%~25%冰50%~70%草地15%~30%水面(h>40º)2%~4%裸地7%~20%水面(h=5~30º)6%~40%沙地15%~25%地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。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。第二节地-气系统的长波辐射传输过程一.地面辐射和大气长波辐射

１.地面和大气辐射特点,大气为10~15

mm地面最强辐射波长为10

mm长波辐射长波（红外）辐射由于地面和大气的温度较低，根据维恩位移定律，放出辐射的波长比太阳辐射的波长长，故称长波辐射。主要吸收气体:H2O;CO2;O3大气中的CO2，H2O和O3对红外辐射有极强的吸收作用。H2O：重要吸收带为6.3μm振动带，

20μm~1mm的纯振动带，在“大气窗”和水气的各振动谱线之间，水汽还有明显的连续吸收。水汽的辐射过程在对流层，特别是对流层下部起主要作用。CO2：对平流层的冷却起主要作用，主要吸收带为12~16.3μm，中心波长在14.7μm，4.3μm和2.7μm带。O3：除了三个重要的紫外及可见光的强吸收带外，在红外区也有重要的9.6μm带，

4.7μm和1.4μm带。大气逆辐射:指向地面的那部分大气辐射2、长波辐射传输方程z¥zJm

=

cosJ

At

=

0*Z=0t

=

tA是距为J

,方位角为通过Z

高度A

在天顶j方向上,单位时间单位面积通过单位波长的长波辐射量Jm-2

s-1mm-1Il

(t,

m,j)lI

(t,

m,j)长波辐射传输方程Z高度向上的单色辐射强度:*+*t*tmdt¢-(t

-t)

/

mJ

(t¢,

m,j

)e-(t¢-t)

/

mt

,

m,j

)eI

(t,

m,j

)

=

I

(z¥t

=

kl

rdz¢光学厚度ldt

=

-k

rdz(1)从地面向上透过的出射辐射(2)各薄层放射辐射的累积t,

m,j)mllldtdI

(t,

m,j)=

I

(t,

m,j)

-

J

(3、红外辐射冷却率F

›

(t)

=

Fl

›(t)F

fl

(t)

=

Fl

fl

(t)高度z处（光学厚度t）净辐射通量密度F

(z)

=

F

›

(z)

-

F

fl

(z)高度z+dz处(光学厚度t

+dt

)净辐射通量密度F

(z

+

dz)

=

F

›

(z

+

dz)

-

F

fl

(z

+

dz)薄层dz单位面积净辐射通量散度（出—入）DF

(z)

=

F（z

+

dz)

-

F

(z)(对长波辐射>0

，失热；因此从地表向上温度逐渐降低)dz层单位面积大气的长波辐射冷却率¶t¶T

=

-1

DF

(z)

=

-

g

DF

(

p)rC

p

Dz

Cp

Dp大气中长波辐射传输的特点：长波辐射在大气中的传输过程与太阳辐射的传

输有很大不同。第一，太阳辐射中的直接辐射

是作为定向的平行辐射进入大气的，而地面和

大气辐射是漫射辐射。第二，太阳辐射在大气

中传播时，仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，而未考虑大气本身的辐射的影响。这是因为大

气的温度较低，所产生的短波辐射极其微弱；

长波辐射在大气中的传播时，不仅要考虑大气

对长波辐射的吸收，还要考虑大气本身的长波

辐射。第三，长波辐射在大气中传播时，可以

不计散射作用。这是由于大气中气体分子和尘

粒的尺度比长波辐射的波长要小得多，散射作

用非常微弱。二.地—气间的长波辐射交换第二节1.大气对地面辐射的吸收特点:

强烈地吸收,且具有选择性.大气窗:8~12

mm位于地面辐射波段最强处,大气的吸收率最小,透射率最大,这一波段能量透过大气射向宇宙空间,将这一波段称为大气窗.第二节2.地面有效辐射1)定义：地面放射辐射与地面吸收的大气逆辐射之差.

影响因子：地面温度、空气温度、空气湿度和云量.影响效应:

气候特点：日、年变化特征与气温的日、年变化相似.F0

=

Eg

-

dG0F

=

dsT

4

f

(e)d地面放射率(灰体系数）T

1.5米处的气温

e

1.5米处的水汽压5)有效辐射的气候学计算无云时有云时F

=

F0

(1

-

cn)n

云量非线性：0F

=

F

(1

-

cnm

)m

：1.5~2通常，地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值。这意味着通过长波辐射的放射和吸收，地表面经常失

去热量。只有在近地层有很强的逆温及空气湿度很大

的情况下，有效辐射才可能为负值，这时地面才能通

过长波辐射的交换而获得热量。影响有效辐射的主要因子有：地面温度，空气温度，空气湿度和云量。一般，有效辐射在湿热的天气条件下比干冷时小；有云覆盖时比晴朗天空条件下小；空气混浊度大时比空

气干洁时小；在夜间风大时有效辐射较小；海拔高度

高的地方有效辐射大；近地层气温随高度显著降低时

有效辐射大；有逆温时有效辐射小，甚至可出现负值。此外，有效辐射还与地表面的性质有关，平滑地表面

的有效辐射比粗糙地表面有效辐射小；有植物覆盖时

的有效辐射比裸地的有效辐射小。有效辐射具有明显的日变化和年变化。其日变化具有与温度日变化相似的特征。在白天，由于低层大气中垂直温度梯度增大，所以有效辐射值也增大，中午12—14时达最大；而在夜间由于地面辐射冷却的缘故，有效辐射值也逐渐减小，在清晨达到最小。当天空有云时，可以破坏有效辐射的日变化规律。有效辐射的年变化也与气温的年变化相似，夏季最大，冬季最小。但由于水汽和云的影响使有效辐射的最大值不一定出现在盛夏。我国秦岭、淮河以南地区有效辐射秋季最大，春季最小；华北、东北等地区有效辐射则春季最大，夏季最小，这是由于水汽和云况的影响。第三节全球能量平衡一.气候系统的辐射收支1.地面辐射差额定义:地表单位面积所吸收的太阳总辐射和地面有效辐射之差称为地面的辐射差额.方程:g

0R

=

(Q

+

q)

·

(1

-a

)

-

F影响因子:地表总辐射（的影响因子）、地面有效辐射（的影响因子）、地面反射率.影响效应：气候特征：日、年变化及空间分布gR

0地面辐射差额日、年变化特征。一般夜间为负，白天为正，由负值转到正值的时刻一般在日出后1h，由正值转到负值的时刻一般在日落前1—1.5h。在一年中，一般夏季辐射差额为正，冬季为负，最大值出现在较暖的月份，最小值出现在较冷的月份。图2·13表示无云情况下，辐射差额各分量的日变化。其中地面辐射和有效辐射曲线对正午来说是不对称的，其绝对最大值发生在12时以后，这是由于地表最高温度出现在13时左右造成的，因而也导致辐射差额曲线对正午的不对称。图2·15给出了我国不同地区辐射差额年变化的情况。可以看出，赣州代表我国南部地区，地面辐射差额月最大值出现在7月，而北部地区以北京为例，沙漠地区以敦煌为例，地面辐射差额月最大值都出现在6月。地面辐射差额的最小值出现在12月。辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。对同一地理纬度来说，陆地的年振幅大于海洋的年振幅。全球各纬度绝大部分地区地面辐射差额的年平均值均为正，只有在高纬度和某些高山终年积雪区才为负。就整个地球表面平均来说是收入大于支出的，也就是说地球表面通过辐射方式获得能量。日变化图:年变化图第三节第三节！云对地面辐射差额的影响云使总辐射减弱云使有效辐射增加辐射差额R

g减小辐射差额R

g增大白天或夏季（特别是低纬地区），云的减弱作占主要地位，云量增多，辐射差额减小；夜间或冬季（特别是高纬地区），云的增强作用占主要地位，云量增多，辐射差额增大。第第三三节节附：云的辐射效应1.云—辐射相互作用①对太阳短波辐射的影响：云增强了地气系统对

太阳短波辐射的反射，增大了行星反射率，减少

了大气和地表所吸收的太阳短波辐射。因此减小

了地表辐射差额，起着降低地气系统温度的作用。②对长波辐射的影响：云层强烈吸收来自下层大气和地面的长波辐射，同时也放射长波辐射；但云层的温度低于下层大气和地面的温度，因而吸收的辐射能量大于放射的辐射能量。有与温室气体相同的使大气增温的作用。云的净辐射效果取决于上述两种相反过程的比较。2.观测分析云除了通过放射、吸收和反射辐射直接影响大气的热状况外，云层中的辐射不稳定性和潜热释放间的相互作用，对天气及气候时间尺度过程都有影响。3.理论研究结果①无论冬、夏，中云和低云都使得地面气温降低，而高云使得地面气温升高，低云的作用明显强于中云和高云。②当CO2加倍时，如果引入云层的作用，其结果是地面气温的增加值普遍减小0.5~1.0℃，可见云层可以减弱底层大气温度对CO2含量增加的响应。③初步研究表明，CO2加倍所产生的辐射强迫约为

3Wm-2，只有云—辐射强迫的1/5。若云层有10%的变化，就相当于CO2含量加倍的增温效果。第三节2、大气的辐射差额F¥通过大气上界逸出的长波辐射定义：单位底面大气柱的辐射收入与辐射支出的差额．单位底面大气柱的辐射差额方程:Ra

=

qa

+

F0

-

F¥Ｒa:单位面积大气柱的辐射差额qa大气柱吸收的太阳辐射Ｆ０：地面有效辐射第三节式中F∞总是大于F0

的，并qa

一般是小于F∞—F0，所以整个大气层的辐射差额是负值，大气要维持热平衡，还要靠地面以其它的方式，例如对流及潜热释放等来输送一部分热量给大气。3)特点Ra

0大气顶EgG地面Ead地面,大气的长波吸收率Ea

,

(1

-

d)Eg

,

(1

-

d)(1

-

d)Gqa

,