第3章 气候系统的能量平衡.ppt

1、第三章气候系统的能量平衡,3.1 太阳辐射 3.2 大气中的辐射传输过程 3.3 气候系统的辐射平衡 3.4 地气系统的热量平衡 3.5 全球热量平衡,辐射的基本定律,基尔荷夫(kirchoff)定律(选择吸收定律),定律,在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力(e,T) 与物体对该波长的吸收率(a,T)的比值，只是温度和波长的函数，而与物体的其它性质无关。即:,E,T只是波长和温度的函数。,推论,对不同性质的物体，放射能力较强的物体，吸收能力 也较强；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑体 的吸收能力最强，所以它也是放射能力最强的物体。,对同一物体，如果在温度T时它放射某一波长的辐射，

2、 那么，在同一温度下它也吸收这一波长的辐射。,斯蒂芬波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律,斯蒂芬波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律,定律,黑体的总放射能力（ET）与它本身绝对温度（T）的四次方成正比。即：,ET T 4,式中5.6710-8W.m-2.K-4为斯蒂芬波尔兹曼常数。,意义,物体温度愈高，其放射能力愈强。,维恩(Wien)位移定律,从图中还可看出，黑色单体辐射极大值所对应的波长是随温度升高而逐渐向波长较短的方向移动,mC/T 或 m T=C,如果波长以nm为单位，则常数C2,897103nm K,于是上式为：,维恩(Wien)位移定律,定律,绝对黑体的放射

3、能力最大值对应的波长(m) 与其本身的绝对温度(T)成反比。即：,mT2897103nmK,本定律由德国物理学家威廉维恩（Wilhelm Wien）于1893年通过对实验数据的经验总结提出,不同温度下黑体辐射强度与温度的关系,意义,物体的温度愈高， 放射能量最大值 的波长愈短，随 着物体温度不断 增高，最大辐射 波长由长向短位 移。,太阳辐射是短波 辐射，人、地 面和大气辐射 是长波辐射。,地球上的经线和纬线 纬线：垂直于地轴的平面同地球相割而成的圆 经线：南北线（子午线） 本初子午线：通过英国Greenwich(格林尼治)天文台的0经线（1884年确定）。,纬线和经线 纬线平面垂直于地轴,经

4、线平面都通过地轴,经度和纬度,纬度： 一地相对于赤道平面的南北方向和角度 纬度是一种线面角，即本地法线与赤道平面的交角； 纬度在本地经线上度量，南北纬各分90度。共180度 （-90，90 ）,经度： 本地子午面的东西方向和角距离 经度是两面角，本初子午面为起始面， 本地子午面为终面； 经度通常在赤道上度量，东西经各分180度。 共360度 （-180 ,180 ），或者（0,360 ）,经度和纬度 纬度是线面角，即本地法线与赤道平面的交角； 经度是两面角，即本地子午面与本初子午面的交角。,地理坐标 一地的经度和纬度相结合，叫做该地的地理坐标 （x，y） （经度，纬度） 纬向（在同一纬度上）

5、例如“纬向速度”或者 “纬向风” u 经向（在同一经度上） 例如“经向速度”或者 “经向风” v,经线的间隔随纬度增大而减小,East China Normal University,地球围绕太阳的公转导致了地球出现了，季节变化、日辐射总量的变化（日出、日落时间的变化） 太阳常数 1)太阳光谱 2)日地距离 3)太阳辐射强度,第一节,太阳辐射,太阳光谱,太阳表面温度约6000oC, 其发出的能量基本为短波辐射,黄道面就是地球的公转轨道所在平面,黄道（ecliptic）地球绕太阳公转的轨道平面与天球相交的大圆 12星座即黄道12宫，是占星学描述太阳在天球上经过黄道的12个区域,太阳常数: 大气上

6、界、日地平均距离处、垂直于太阳光线方向、单位时间、单位面积接收到的所有波长的太阳辐射能。 数值及单位：,日地平均距离： r0=1.496108km 近日点日地距离：1.471108km 远日点日地距离：1.521108km,第一节,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： r0=1.496108km,太阳高度角是指太阳光的入射方向和地平面之间的夹角 天顶角即入射光线与当地天顶方向（地面法线）的夹角（与太阳高度角互余）,太阳高度角为90时，地面接收的太阳辐射？,纬度 太阳高度角,太阳高度角,高度角越大,能量

7、越集中 高度角越小,能量越分散,第一节,热带,北温带,南温带,北寒带,南寒带,北极圈,北回归线,赤道,南回归线,南极圈,地球的五带,General Circulation,Fig 9.2 Three-Cell Model,Seasons,Fig 3.3 Reason for seasons,太阳高度角: 太阳光线与地球水平面的夹角,第一节,A1B1C1D1面: 垂直于太阳光线,ABCD面: 平行于地球水平面,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：,(J/M2s),基本圈：真地平 基本要素：地平纬圈 地平经圈 坐标： 地平纬度 h（地平高度） 地平经度（方位角）,地平坐标系

8、,基本圈：天赤道 基本要素：赤纬圈、赤经圈（时圈） 坐标： 赤经度（时角）t 赤纬,XT=,= t,时角坐标系,Q,Seasons,Fig 3.6 Sun paths,不同坐标之间的转换,的地平高度,的赤纬,z=,已知: t,求 Z A cosz = sin sin + coscoscos t sin z sinA = cossin t sin z cosA = -sincos+cossincost,O,T,T,已知:Z 、 A,求 、 t sin = sincosz cossinzcosA cos sin t = sinzsinA cos cos t = cos zcos+sinzsinco

9、sA,第一节,的取值变化于,冬至:,春分,秋分:,夏至:,赤纬,太阳赤纬又称赤纬角， 是地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角,第一节,时角,的取值:,地方时中午12时:,向下午方向到地方时24时:,向上午方向到地方时24时:,=0,=180 ,= 180,照射时间 : 日出到日没的时间间隔,大气上界,某一天,水平面单位面积接受的日辐射量:,(JM-2),T =1天 = 24h =86400s,-0 为日出时间， 0 为日落时间,不同的纬度带：春秋分时：赤纬=0，0 =/2，,赤道上： =0，0 =/2，不同的时间（季节）：,极地上： =/2 ，夏半年0 =：,任一时刻：,任一天：,极地

10、在夏半年0 =，在“夏至”收到的日辐射总量最大： =23.5,赤道上 =0，0 =/2，春秋分时收到的日辐射总量最大： =0,极地最大的日辐射总量与赤道最大的日辐射总量的比值：sin23.5=1.25倍,书上P23 极地最大的日辐射总量与同时的赤道日辐射总量的比值：tg23.5=1.36倍,取太阳常数为 1366 W/m2， 算出的日平均 日射值Q随纬 度和一年中各 天的分布。 阴影区为零日射 区。春分、夏至 秋分和冬至的位 置以实线给出， 太阳赤纬以虚线 绘出。,Seasons,Fig 3.4 Midnight sun in Alaska,Question：,北极夏季辐射量最大，气温最高？,

11、每年总有15天左右可升到零上，极端最高气温一般不超过5度,Fig 3.5 radiant energy received on June 21,Seasons,Tab 3.1 Length of time from sunrise to sunset,3.2 大气中的辐射传输过程,大气对短波的影响,吸收 散射 反射,吸收 逆辐射,大气对长波的影响,Incoming Solar Energy,Fig 2.15 Light scattering,Radiation,Fig 2.9 Sun and earth radiation,Radiation,Fig 2.10 Suns spectrum,太阳

12、辐射光谱,太阳辐射能随波长的分布曲线。,大气上界的太阳辐射光谱,图中： 实线是大气上界的太阳辐射光谱； 虚线是温度在6,000K时的黑体辐射光谱。,几个重要波段,波谱随太阳高度角h的变化,太阳高度角降低，直接辐射光谱中，波长较长的部分逐渐增加，波长较短的部分逐渐减少。,太阳直接辐射波谱随h的变化,散射辐射光谱随太阳高度角、大气透明系数和云量而变化。,干洁空气中，h降低，散射辐射中波长较短的部分 逐渐减少，波长较长部分逐渐增多，而波长在400nm-600nm的可见光几乎不随h而变化。,不同太阳高度角时各散射光谱段的相对比率,当天空中有较多粗粒或全天有云时，散射辐射光谱中的长波部分能量增加，其最大

13、辐射能力波长也向长波方向移动。,太阳散射辐射波谱随h的变化,碧空和阴天时散射光谱能量的分布,当天空中有较多粗粒或全天有云时，散射辐射光谱中的长波部分能量增加，其最大辐射能力波长也向长波方向移动。,大气中太阳辐射传输过程,单色光强度 ：,dl,dz,经过的路径是：,强度减弱:,地面,称为大气对太阳辐射的质量削弱系数(m2g-1),+d,平面平行大气：大气水平方向均匀，只考虑垂直方向上变化的大气模型,z,h,太阳高度角,单位时间、垂直于太阳光线方向上单位面积、单位波长的辐射能,0,l,从大气顶到Z高度积分,得,大气上界波长为,的单色光辐射强度,为太阳辐射通过大气介质的质量,称为大气光学路径,Z高度

14、上波长为 的单色辐射强度,大气质量（单位面积*光学路径）:光在大气中经过一定长度倾斜路径到达地表面时, 其经历空间中所含大气物质的质量 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.,引入均质大气高度H0和密度,不同太阳高度角下的大气质量,m的计算,当h在3090时,m可近似地表示为：,均质大气,大气透明度,如果介质的光学性质是均匀的,为常数,令:,即为大气对单波 的透明系数,描述大气对太阳辐射衰减的程度,常用透明系数表示,到达地面的单色辐射强度为:,引入均质大气高度H0和密度,到达地面的单色辐射强度为:,对所有波长积分,得:,Pm 即为大气对太阳辐射所有波长的平均透

15、明系数,简称大气透明系数.,经过大气到达地面垂直于太阳光线方向上单位面积，单位时间的太阳辐射能（Jm-2s-1）,吸收作用,氧、臭氧、水汽和CO2,减弱方式,主要的吸收成分,各成分的吸收波段,吸收的定义：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,2020/8/5,63,跃迁,原子光谱,氢原子的发射和吸收示意图,主要集中于红外光区,主要集中在25km的平流层,发生在高层大气,散射作用,散射,当太阳辐射通过大气时，遇到大气中的各种质点，太阳辐射能的一部分散向四面八方，称为散射。,分类,由入射辐射波长 与散射质点的相对大小r，将散射分为分子散

16、射（瑞利散射）和米（Mie）散射。,r 时，分子散射。,r 时，米散射。,散射强烈地依赖于粒子尺度与入射波长的相对大小,米散射:尘埃或灰尘（气溶胶）直径比波长大,各种波长的散射能力相等.,瑞利分子散射定律,当大气干洁，质点半径小于200nm时，散射值与入射光波长的四次方成反比。即：,定律,意义,入射光波长愈短，散射能力愈强。,漫射,当大气混浊，质点半径10,000nm时，入射光的各种波长具有同等散射能力，散射系数不再随波长改变，称之为漫射。,反射作用,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 2)特点：对各种波长无选择性，云的反射作用最显著 3)效应：到达

17、地面的太阳辐射显著减弱.,Incoming Solar Energy,Tab 2.2 Surface albedo,二、大气对地球辐射的影响,大气窗:713,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.,1.大气对长波辐射的吸收,特点: 强烈地吸收,且具有选择性. （P27，图3.2d）,温室效应,大气中各种微尘和二氧化碳成分的存在，犹如温室覆盖的玻璃一样，阻挡了地面向外的辐射，增强大气逆辐射，对地面 有保温和增温作用，这种现象称为大气温室效应。,2.大气的保温效应,Balancing Act,Fig 2.13 Greenhou

18、se effects,3.3 气候系统的辐射平衡,3.3.1 地球面的辐射平衡 S =太阳直接辐射 (经过大气吸收和散射） D =散射辐射 Q =地表总辐射 A =地表反射辐射 F =地面长波有效辐射 R =地表净辐射 (吸收的短波-放出的长波） R= Q A F =(S+D) A F = Q(1a) F,太阳直接辐射 （1）定义：太阳辐射经过大气的吸收和散射的消弱后，沿投射方向直接到达地表面的那部分太阳辐射能量称为太阳直接辐射。,(J/m2s),是时角 和m的函数，难以确定，因此应用上式计算太阳直接辐射日总量比较困难，一般只能求助于经验方法,参数化 S 太阳直接辐射 （地面） S0 天文辐射

19、量 S1 日照百分比（日照时数） S =S0 (aS1+bS12) 全阴天S1=0，S=0 ; 全晴天S1=1 ， S/ S0 =a+b 晴天相对辐射 a、b为局地参数化的值,（2）影响因子：太阳高度角、大气透明度.,大气透明度,大气透明度是指透过一个大气质量数后的辐射强度与透过前的辐射强度之比，表示辐射通过大气后的削弱程度。 不同波长的削弱也不相同，a仅表征对各种波长的平均削弱情况。 大气透明系数与大气中的水汽、水汽凝结物、尘埃杂质等有关。这些物质越多，大气透明程度越差，透明系数越小，太阳辐射受到的减弱越强，地面获得的太阳辐射越少。 a是一个小于1的数，其取值是：当天空特别晴朗，污染较少时a

20、=0.9；当污染特别严重，天空特别混浊时a=0.6；一般情况下a=0.84左右。,（3）气候特征: 日、年变化和随纬度的变化,2. 散射辐射,大气混浊度,太阳辐射 经大气散射后到达地面的比例系数,（1）定义：当太阳辐射通过大气时，受到大气中的气体分子、尘埃、气溶胶、水汽等的散射作用，使太阳辐射的一部分以漫射形式从天空的各个角度到达地表，这一部分辐射量成为散射辐射,地表得到的散射辐射随太阳高度角增大而增加，随大气的混浊度的增大而增加,（2）影响因子：太阳高度角、大气透明度、云,3. 地表总辐射-到达地面的太阳总辐射,实际大气条件下到达地表的太阳直接辐射与散射辐射之和，是地表面得到的太阳辐射的总能

21、量，称为地表总辐射,影响因子:太阳高度角(天文辐射)、云量、大气透明度.,由于大气透明度系数难以精确确定，所以为了获得某一地区地面总辐射量的多年平均值，通常采用经验方法即气候学计算方法确定。,地表总辐射的气候学计算,S0 、Q0天文辐射和晴天总辐射；f(S1,n) 天空遮避度函数；n 云量；S1 日照百分率,(1)分析地表总辐射与影响因子间的关系 Q- , Q- S1 (2)根据散点图,拟合经验公式,(a, b取决于大气平均透明系数，云的透射系数，日照计的灵敏度等）,天文辐射：,经验公式：辐射观测台站的日射资料,全球地表总辐射年平均通量密度（Wm-2 )的分布,地表总辐射,中国年平均总辐射通量

22、密度的分布(Wm-2),主要取决于云量和地理纬度, 反射率 =A/Q 影响反射率的因素： 太阳高度角（图3.5）、下垫面颜色、干湿度、表面粗糙度,归一化差分植被指数：NDVI=（CH2-CH1）/（ CH2+CH1） （图3.6）,4. 地表反射辐射,Incoming Solar Energy,Tab 2.2 Surface albedo,行星反照率：地球-大气系统的反照率称为行星反照率，它表示地球作为行星对入射的太阳辐射的反射能力。 行星反照率分为各地区行星反照率和全球行星反照率。 赤道：约为0.2，甚至更小 极地：0.6，甚至达到0.95 目前全球的行星反照率可取：0.30,它是地球表面的

23、平均反照率(约为0.15), 云的高反照率和大气的后向散射作用的综合结果,5. 地表长波有效辐射,F =地面长波有效辐射 U =地面辐射（地面向上放射的长波辐射） G =大气逆辐射（大气向下放射的长波辐射） =大气相对辐射率 G =地面吸收的大气逆辐射 F = U-G,6.地表净辐射 地表净辐射量由短波辐射收入与地面有效辐射之间的差值决定,R= Q A F =(S+D) A F = Q(1a) F,地表净辐射年总量（Kcalcm-2）的地理分布,中国地表净辐射年平均通量密度分布(W/m2),云对地面净辐射的影响 云使总辐射减弱（云的反射） 云使有效辐射增加（大气逆辐射）,地面净辐射R 减小,地

24、面净辐射R 增大,白天或夏季（特别是低纬地区），云的减弱作用强于增大作用，云量增多，辐射差额减小； 夜间或冬季（特别是高纬地区），云的减弱作用弱于增大作用，云量增多，辐射差额增大。,云的反射 Ga= 大气逆辐射（长波辐射，向地面方向）,3.3.2 地气系统的辐射平衡 Q =地表总辐射； a =地表反射率 Q(1a) = 地表吸收的短波辐射 Qa =大气吸收的短波辐射 as=行星反照率 Fs= F =地-气系统向外宇宙逸出的长波辐射 Rs= Q(1a)+ Qa F （地吸收+气吸收-放出长波） =S0(1as) Fs （地气系统吸收-放出长波）,Q(1a) Qa F,地气系统,地-气系统净辐射的

25、地理分布取决于天文辐射随纬度的变化、地-气系统行星反照率的分布及行星长波辐射 （图3.11）,特点:年平均南北纬30之间的Rs为正值;其他纬度为负值.,零维能量平衡模式，Rs=0,全球年均单位时间(1秒)吸收的太阳辐射为,全球单位时间向外射出长波辐射为,r为地球半径,Te为地表辐射平衡温度(K),设,则,零维能量平衡模式，Rs=0,地球大气的温室效应,大气顶,地面,Qa =大气吸收的短波辐射 Ua =大气吸收的长波辐射 Ga= 大气逆辐射（长波辐射，向地面方向） U =大气向外宇宙逸出的长波辐射 F =地-气系统向外宇宙逸出的长波辐射 F =地面长波有效辐射 Ra= Qa+ Ua (Ga+U)

26、 = Qa+ (F F) （大气短波吸收+放出长波）,U ,大气,3.3.3 大气系统的辐射平衡,Ra= Qa+ (F F),大气对短波辐射吸收Qa很小, 大气辐射平衡值主要取决于（F-F ) , 而地面有效辐射F远小于大气顶的逸出长波辐射，所以 Ra0, 即大气辐射收入的净通量总是负，其所需能量则直接来自地表的感热和潜热的输送，来维持大气运动。,上节课要点,气候系统的辐射平衡,地面辐射差额（地面辐射平衡方程） 大气辐射差额 3. 地-气系统的辐射差额,第四节,3.4 地-气系统的热量平衡,一、地表热量平衡,1. 定义：地面在获得辐射差额时，一方面要升高地表温度，另一方面将盈余的热量以湍流显热

27、和潜热向大气输送以及向地表活动层的分子输送，长期平均，其获得的辐射差额与支出达到平衡称为地面的热量平衡。,3.4.1地面热量平衡方程,地面辐射差额,地面潜热通量,感热通量,地表与下层的热量交换,地表与上层生物体的化学、生物过程有关的能通量,第四节,KT 为空气热量湍流交换系数，Cp为定压比热，,为空气密度，,T 为气温,第四节,1） 湍流扩散理论,感（显）热输送通量,潜热输送通量,L 为蒸发潜热，L 2500(J/g),q 为比湿（单位湿空气中的水汽质量，g/g),水汽湍流交换系数,（1） 湍流: 流体不规则运动_涡动.,2）湍流与湍流通量,任何物理量都可以表示为平均量与脉动(扰动)量之和,流

28、动也一样,即,（2） 湍流（涡动）通量: 单位时间内湍流运动输送的物理量(热量、水汽等）,垂直方向涡动热通量=,垂直方向涡动水汽通量=,垂直方向涡动动量通量=,2） 涡动相关法,分别是垂直速度、温度、比湿和水平运动的脉动值，湍流脉动仪观测采样频率一般为10Hz,3） 总体空气动力学方法,热量总体输送系数,T0,T 地面及z高度的温度,U 是z高度风速,感（显）热输送通量,第四节,水汽总体输送系数,地面及z高度比湿,潜热输送通量,（3）地面与下层间的热量交换,为土壤导热系数，,为土壤温度,为土壤导温系数,为土壤密度,为土壤比热（J/gC）,Z,（1） 理论公式,（4）.地面冷、热源,（1）定义：

29、某一地区地表有湍流热量向大气输送，称该地区为热源，反之为地面冷源（热汇）。,（2）方程式：,热源,冷源,5） 地表热量平衡的分布,感热输送年总量分布,（单位：kcalcm-2a-1）,中国年平均感热通量密度的分布（单位：kcalcm -2.a -1）,全球潜热输送年总量的地理分布（Kcalcm -2）,中国年平均潜热通量密度的分布（W/m2）,洋面与深层水体的热量输送年总量的地理分布(Kcalcm -2),6） 地表面热量平衡的纬圈平均,全球表面热量平衡各分量的纬圈年平均值 (MJ/m2）,Rs = R + Ra R = LE+H+C0,R 参考图3.7,二、大气的热量平衡,1.定义：自地面伸

30、展到大气顶的单位截面积垂直空气柱内所有热通量的代数和。 2. 方程式,大气柱辐射差额,大气柱热含量变化,热平流引起的热交换,降水的潜热释放,等号右侧支出为正，收入为负,大气中的热量平衡分布,3.各分量的经向分布,Rs = R + Ra Ra = Lr+H+Ca,R 参考图3.12,等号右侧支出为正，收入为负,Rs = R + Ra,三、地-气系统的热量平衡,1.定义：下垫面及其以下活动层（温度日、年变化波及的深度）和大气柱内的热量收支状况。,2.方程,大洋上：,陆地上：,等号右侧支出为正，收入为负,3.5 全球热量平衡,第五节,一、热量的经向输送,地-气系统年平均吸收辐射(曲线I) 射出辐射（

31、曲线） 指向极地的能量输送(曲线),137,Unequal heating of tropics and poles,太阳辐射的不均匀分布：低纬地区要向高纬地区输送热量；但对地球表面、大气和地-气系统来说，总的热量收支是平衡的。,地气系统向极能量输送各分量(以1019千卡为单位)的年平均纬度分布,3、热量输送的经向分布,Rs,Ca,Qw,L(E-r),洋流热通量：与横轴交于2N，由此分别向南、北输送 高点： 20 附近，74%,净通量：年平均：40附近最大；季节：冬季大、夏季小,潜热热通量：与横轴交于5N、23附近，由此分别向南、北输送40 附近、10 附近,大气热通量：与横轴交于5N（热赤道），由此分别向南、北输送。 两个高点：20附近、5060间,本章小结,地表总辐射,地表有效辐射,天文辐射,大气的影响,大气逆辐射,地表放射辐射,地表辐射差额,地-气热量，水分湍流交换，地面与下层的热量交换,地表热量平衡,热量经向输送,全球热量平衡,地表温度,局地气温和湿度,全球气候,辐射能是地面和大气的基本能量来源，在