大气辐射平衡

大气辐射平衡_自然地理学

一、大气辐射平衡

气候的冷暖变化，是大气热力状况的表现，实质上是空气中热量收支状况的反映。空气中热量的多少和变化，又是太阳辐射、地面辐射、大气辐射热量交换、转化的结果。

(一)太阳辐射

太阳以电磁波的形式向外传递能量，称为太阳辐射。太阳辐射所传递的能量，称为太阳辐射能。太阳辐射是地球表层能量的主要来源。太阳辐射能按波长的分布称太阳辐射光谱(见图7-2)。太阳辐射的波长范围很广，但其能量的绝大部分集中在0.15～4.0μm之间，其中波长在0.4～0.76μm之间的为可见光区，其能量占太阳辐射总量的50％，波长在0.77μm以上的为红外区，其能量占43％，紫外区波长小于0.4μm，其能量约占7％。可见光光谱区又分红、橙、黄、绿、青、蓝、紫七色光。太阳表面的温度约为6000K，按维恩位移定律，其最大放射能力所对应的波长为0.457μm，相当于可见光谱的青光部分。地面和大气的温度(250～300K)比太阳低得多，其辐射的波长主要在3～120μm。故称太阳辐射为短波辐射，地面辐射和大气辐射为长波辐射。

图7-2　太阳辐射光谱

1.大气上界的太阳辐射

太阳辐射是地球大气最主要的能量来源。到达大气上界的太阳辐射取决于太阳高度、日地距离和可照时数的变化。

(1)太阳高度的影响。大气上界水平面上的太阳辐射，随太阳高度而变化。太阳高度越大，等量的太阳辐射散布的面积越小，单位面积获得的辐射能越多，太阳辐射强度就越大；反之，太阳辐射强度就越小(见图7-3)，即太阳辐射强度与太阳高度的正弦成正比。这就是朗伯定律，其表达式为：

图7-3　太阳高度与辐射强度的关系

I=I_o·sinh_⊙

式中：I为大气上界水平面上的太阳辐射；I_o为太阳常数；h_⊙为太阳高度。当h_⊙=0°(日出、日没)时，sinh_⊙=0，I=0，水平面上的太阳辐射为零；当h_⊙=90°时，sinh_⊙=1，I=I_o，表示太阳高度90°时，太阳辐射强度最大，等于太阳常数。

由于地球是球体以及在公转轨道上位置的变化，使地球在同一时刻的不同纬度和同一纬度不同时刻的太阳高度不同，太阳高度的时空变化，必然使得地球获得太阳能量的时空分布不同，从而产生各地不同的天气和气候。

(2)日地距离的影响。地球绕太阳公转的轨道面为椭圆形，太阳位于此椭圆轨道两个焦点中的一个焦点上。因此，日地距离时刻在变化。每年1月2日至5日经过近日点，7月3日至4日经过远日点。地球上接受到的太阳辐射的强弱与日地距离的平方成反比。即如果考虑到日地距离变化的影响，则某一时刻水平面上的太阳辐射强度为

式中：b为某时刻的日地距离，说明水平面上的太阳辐射强度I与日地距离的平方成反比。

根据上式计算得到，水平面上的太阳辐射强度近日点比远日点多7％。如果不考虑其他因素的影响，则北半球冬季应比南半球冬季暖4℃，而夏季相反。所以南、北半球，冬夏季的温差不同。南半球夏季(1月)近日，获得太阳辐射多于北半球夏季(7月)；南半球冬季(7月)远日，获得太阳辐射少于北半球冬季(1月)。因而南半球冬夏的温差大于北半球。

(3)可照时数的影响。太阳照射时间越长，地球得到的太阳辐射能越多。地球上可照时间的长短(即昼长)随纬度和季节而有变化。

大气上界太阳辐射日总量与可照时数成正比。北半球夏季，昼长夜短，可照时间长，太阳辐射到达量大；冬季，昼短夜长，可照时间短，太阳辐射到达量少。南半球相反。

2.太阳辐射在大气中的减弱过程

太阳辐射进入大气圈后，由于大气中各种气体分子和悬浮粒子与电磁波的相互作用，产生了对太阳辐射的吸收、散射和反射等过程，使到达地面的辐射能量不仅在数量上比在大气上界要少得多，而且在质量上如光谱成分等方面也发生了显著的改变。

(1)大气对太阳辐射的吸收作用。大气中能吸收太阳辐射的物质主要有臭氧、氧气、水汽、二氧化碳、云、雨滴及气溶胶粒子等，它们对太阳辐射的吸收具有选择性。

氧主要吸收小于0.26μm的紫外辐射，使100km以上的高层大气增温，故出现暖层。臭氧在0.22～0.32μm的紫外区，有强的吸收带，使臭氧层增温，故平流层气温逆增。水汽是大气中最重要的吸收体，主要吸收带在0.93～2.95μm之间的红外区，而此波段的太阳辐射能较小，因此水汽吸收的太阳辐射能并不多，占4％～15％，水汽吸收主要影响对流层大气。二氧化碳主要吸收4.3μm的远红外区，而这一区域能量很弱，所以二氧化碳的吸收作用不大。水汽和二氧化碳的吸收，使对流层增温。尘埃、水滴吸收甚微。由此可见，透过大气的太阳辐射，被大气吸收之后，辐射能减弱，但主要吸收带位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，故大气对太阳辐射的吸收并不多。因此，太阳辐射不是对流层大气的直接热源。大气吸收使到达地面的太阳辐射光光谱变得不规则。

(2)大气对太阳辐射的散射作用。太阳辐射通过大气圈时，受到大气中的多种气体分子、尘埃、水滴等悬浮质点的影响，使之向四面八方弥散，这种现象称为大气的散射(Scattering)。散射可以改变太阳辐射的方向，使得一部分太阳辐射不能到达地面。

散射作用的强弱与入射光的波长以及散射质点的大小、成分及性质有关。散射质点直径小于入射光波长的，如空气分子，其散射能力与散射光波长的四次方成反比，这种散射，又称分子散射。散射光具有选择性，选短波散射；当散射质点直径大于入射光波长的，如云滴、尘埃等，此时，分子散射规律不起作用，散射能力与入射光波长无关，且无选择性，各种波长的光都能同样地散射，这种散射称为漫射或粗粒散射。

大气散射的波长范围集中于辐射最强的可见光区，所以散射是太阳辐射减弱的重要原因。太阳辐射通过大气层散射减弱6％～8％的能量，大气对短波光线的散射作用较大，而对长波光线的散射作用很小，所以散射使到达地面的太阳辐射光谱成分改变，青、蓝光辐射能量比例减少，红橙光辐射能量比例增加。雨后天晴，大气中的尘埃、水滴等粗粒质点减少，大气较干洁，以分子散射为主，对青蓝光散射能力最强，所以天空呈蔚蓝色。大气中的水汽、尘埃较多时，各种波长的光都被散射，天空呈灰白色。晨昏时，太阳光斜射穿过大气层，低层大气水滴、灰尘等大质点多，红、橙光散射多，出现“霞光”。由于散射光的作用，室内无直射阳光也觉明亮。

(3)大气对太阳辐射的反射作用。大气中的云层和颗粒较大的尘埃、水滴等气溶胶粒子，能将太阳辐射的一部分反射回宇宙空间，其中，大气中的云层是太阳辐射的强烈反射体。一般来说，稀薄云层的反射率大约为30％，厚层云的反射率在60％～70％间。在厚度和形状大体相同的条件下，云的高度越高，反射能力越强，因为高度大的云层中含有大量冰晶，它们具有强烈的反射性能。所以，阴天时地面得到的太阳辐射能很少。

上述三种方式中，反射作用最主要，散射次之，吸收损失最小。经过大气削弱之后到达地面的太阳直接辐射量，就全球平均而言，只占到大气上界太阳辐射总量的45％。太阳总辐射量随纬度升高而减少，随高度升高而增大。一天内中午前后最大，夜间为零；一年内夏大冬小。

3.到达地面的太阳辐射

到达地面的太阳辐射包括两部分：一部分以平行光线形式直接投射到地面，称太阳直接辐射(S)；另一部分经过大气散射后，从天空投射到地面，称散射辐射(D)；两者之和称为总辐射(S+D)。总辐射被地面反射的部分称反射辐射［(S+D)r］，r为地面反射率。阴天时，散射辐射即为总辐射。

(1)直接辐射。水平面上的太阳直接辐射强弱按朗伯定律和质量削减规律而变化，即受太阳高度和大气透明度的影响。太阳高度的大小，决定于一天中的时刻、季节和纬度，故直接辐射量有日变化、年变化和纬度变化。图7-4是晴天直接辐射的日变化，与太阳高度变化一致。大气中云滴、灰尘、烟雾越多，大气透明度越小，直接辐射被削减越多；太阳高度越小，太阳辐射穿过的大气层越厚，被大气削弱越多，到达地面的直接辐射就越小，反之则越多。

图7-4　直接辐射日变化

直接辐射的年变化主要受云量及大气透明度的影响。在气候干燥的地区，即使纬度较高的地方直接辐射也并不少，而云量较多的地区，即使纬度较低、直接辐射也不多。例如，呼和浩特市(40°49'N)直接辐射年总量达367×10⁴kJ/cm²。重庆(29°34'N)只有165×10⁴kJ/cm²，不及呼市的一半。

(2)散射辐射。太阳散射辐射的强弱和太阳高度、大气透明度、云量状况、海拔高度等因素有关。太阳高度大时，入射的辐射量多，散射辐射也相应增强，一日内正午前后最强。大气透明度较差时，参与散射作用的质点较多，散射辐射强，反之则弱。云对散射辐射的影响，由云状、云量而定。海拔愈高，大气中散射质点愈少，散射辐射愈小(见图7-5)。

图7-5　散射辐射日变化

(3)总辐射。影响直接辐射和散射辐射的因素，也是影响总辐射的因素。直接辐射和散射辐射量大小的变化，主要取决于太阳高度角(太阳光线与地平面之间的夹角)及大气透明度(大气允许电磁波透过的百分率)。当中午太阳高度角最大时，太阳辐射穿透的大气层最薄，地表单位面积上单位时间内收入的直接辐射、散射太阳辐射能最多，即太阳辐射强度最大。由于太阳高度和昼长随时间、季节、纬度而变化，因此总辐射也有明显的日变化、年变化和随纬度的变化。一般一天内，早晚总辐射量小，中午大；一年中，总辐射量是夏季大，冬季小；纬度愈低，总辐射量愈大；反之，总辐射量愈小。

当大气中云量、尘埃物质明显增多，大气透明程度差时，直接辐射减弱快于散射辐射，使大气的散射辐射反而有所增大，甚至到达地表的太阳总辐射最大值因云量增多也可能出现在正午之前或之后，从而使得这种变化规律受到破坏(见表7-2)。

表7-2　北半球年总辐射(W/m²)随纬度的分布

①考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射；②考虑了受大气和云的减弱之后到达地面的太阳辐射。

赤道附近为全球多云带，故全球全年累计的太阳总辐射量最大值出现在北纬10°附近，该区域常被称作“热赤道”。

受地形、天气等因素影响，我国年总辐射量最高的地区在西藏，为212.3～252.1 W/m²，因其海拔高度大，太阳直接辐射量也大。最高值在高原上的北纬32°左右、东经80°附近的昆萨(沙)。新疆、青海、内蒙古和黄河流域次之，为159.2～212.3 W/m²，因其干旱、云少。长江流域和大部分华南地区，因云、雨较多，年总辐射量反而少，为119.4～159.2 W/m²。年总辐射量最低值区在四川盆地，最小值在北纬29°30'、东经103°24'的峨眉。

(4)地面对太阳辐射的反射。到达地面的总辐射只有一部分被地面吸收，另一部分被地面反射，地面反射的这部分太阳总辐射，称地面反射辐射。地面对入射太阳辐射反射的能力，用地面反射率r来表示，

r(反射率)=反射辐射/太阳总辐射×100％

r的大小取决于地面的性质(水面、陆面)和状态(颜色深浅、粗滑、干湿)。陆地表面的反射率为10％～30％，随太阳高度的减小而增大，其中深色土比浅色土小，粗糙土比平滑土小，潮湿土比干燥土小，雪面反射率最大，平均约60％，洁白的新雪反射率可达90％～95％。水面反射率随水的平静程度和太阳高度而变，太阳高度愈小，其反射率愈大。对于波浪起伏的水面，其平均反射率为10％，比陆地稍小(见表7-3)。

表7-3　不同性质地面的反射率

在同样太阳辐射条件下，由于反射率不同，地面所获得的太阳辐射有很大差异，这就是地面温度分布不均匀的原因。

由空气质点的逆散射、反射、云的反射，以及地面反射所组成的整个地球反射率，称地球行星反射率，据计算，全球平均反射率约为31％。

(二)地面辐射和大气辐射

地面和大气在吸收太阳辐射的同时，又按其本身温度昼夜不断地向外辐射热能。地面温度约300K，对流层大气的平均温度约250K。在此温度下，它们的辐射能主要集中在3～120μm的红外光波长范围内，与太阳辐射相比，地面辐射和大气辐射均属长波辐射。

1.地面辐射

地面以电磁波的方式向上辐射能量，称地面辐射。地面辐射的大小主要取决于地面温度，随地面温度升高而增大，其辐射波长在3～80μm之间，属于红外热辐射，最大辐射能量的波长在9.6μm。白天，地面吸收的太阳辐射多于放射的辐射，因而地面在增温，夜间没有太阳辐射，地面因辐射而降温。

地面辐射绝大部分被大气中的云、雾、水汽和二氧化碳等吸收，只有波长为8.4～12μm的部分，可穿过大气层进入宇宙空间，故称此波段为“大气窗”。

2.大气辐射

大气直接吸收太阳短波辐射增温甚微，它主要吸收地面长波辐射增温。据估计，有75％～95％的地面长波辐射被贴近地表40～50m厚的大气层吸收。低层大气吸收的热能又以辐射等形式传递到更高层加热大气温度。这是对流层大气温度随高度增加而降低的重要原因。大气吸收地面辐射后，也按其本身温度，以电磁波的方式昼夜不停地向四面八方发射长波辐射，称大气辐射。大气辐射的大小，取决于大气温度、湿度和云量状况。气温愈高，水汽和液态水的含量愈多，大气辐射能力愈强。大气的平均温度比地面低，它的辐射波长为7～120μm，最大辐射能对应的波长为15μm，与地面辐射一样也属红外热辐射。

3.大气的温室效应

大气中的水汽和二氧化碳等成分，可以透过太阳辐射，又能强烈地吸收地面辐射，使绝大部分地面辐射的能量保存在大气层中，并通过大气辐射向上传递。大气辐射向下指向地面的部分，方向与地面辐射相反，称大气逆辐射。大气逆辐射也几乎全部为地面所吸收，这就使得地面因辐射所损耗的能量得到了一定的补偿，因而大气对地面有保温作用。可见，大气对太阳短波辐射吸收很少，能让大量太阳短波辐射通过大气层到达地面，但大气能强烈吸收地面长波辐射而增热，并又以长波逆辐射的形式返回给地面一部分能量，使地面不致因辐射失热过多，大气的这种对地面的保温作用，称大气的温室效应(Greenhouse Effect)(又称花房效应)。据计算，如果没有大气对地表补偿热能的保温作用和调节作用，近地面平均温度要由15℃降到－23℃。也就是说，大气逆辐射的存在，使地表平均温度实际提高了38℃。

实践证明，通常有云的夜晚要比晴朗无云的夜晚温暖一些。唐代诗人李商隐在一首诗中写到“夜吟应觉月光寒”，生动地描绘了这种自然现象。在深秋或冬季，人造烟幕之所以能防御霜冻，正是为了减弱晚间地面的有效辐射，起到保温作用。

(三)辐射平衡

1.地面有效辐射

地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差，称地面有效辐射(Effective Radiation of The Earth’s Surface)。公式为：

F₀=E_g－δE_A

式中：F₀为地面有效辐射；E_g为地面辐射；E_A为大气逆辐射；δ为地面的相对吸收率。

地面有效辐射是地－气系统通过长波辐射交换后地面实际损失的能量。由于大气温度通常低于地面温度，因而地面辐射要比大气逆辐射强，地面有效辐射F₀为正值，表示通过地面和大气之间的长波辐射交换，地面净损失热量；反之，若有效辐射F₀为负，表示地面净获得热量。

地面有效辐射的大小主要决定于地面温度、大气温度、湿度以及云量状况。通常，在其他条件相同时，地面温度越高，地面辐射越强，地面有效辐射也越大；气温越低，空气湿度越小，云量越少时，大气逆辐射越弱，有效辐射越强，地面损失热量越多。

潮湿空气中的水汽及其凝结物放射长波辐射能力较强，它们多时就增强了大气逆辐射，使有效辐射减弱；有云(特别是浓密的低云)时，逆辐射更强，有效辐射减弱得更多，所以有云的夜晚通常要比无云的夜晚要温暖一些。农业生产上常用人工熏烟方法，制造烟幕，减少地面有效辐射，预防霜冻，冬季“月夜苦寒”也是有效辐射增大所致。

2.地面净辐射

地面由于吸收太阳短波辐射获得能量，地-气系统又依据本身的温度不断向外放射长波辐射进行能量交换。在一定时期内，地面吸收太阳总辐射与地面有效辐射之差值，称地面辐射差额，又称地面净辐射或地面辐射平衡。其表达式为

R_g=(S+D)(1－r)－F₀

式中：R_g为地面净辐射，其他符号同前。地面净辐射为正，表示净得热量，地面增温；反之，地面降温。

地面净辐射的大小和时空变化，由短波辐射收入和长波辐射支出两部分决定，因而也有日变化和年变化。白天，净辐射随太阳高度的增大而增加，地面净得热量；夜间，净辐射为负值，地面净失热量。年变化随纬度而异，纬度愈低，净辐射保持正值的时间愈长，甚至全年为正，净得热量也愈多；纬度愈高，净辐射保持正值的时间愈短，净得热量也愈少。如圣彼得堡只有7个月是正值，而我国宜昌全年都为正值。

3.地-气系统净辐射

把地面和对流层大气视为一个统一体，称地-气系统。其在一定时间内辐射能收入与支出的差，称地气系统净辐射。其表达方式为：

R_s=(S+D)(1－r)+q_α－F_∞

式中：R_s为地气系统净辐射；q_α为大气吸收的太阳辐射；F_∞为地气系统长波辐射。

地气系统净辐射随纬度而变化，低纬R_s为正，有热量盈余。随纬度增高，R_s由正转负，热量由盈余转亏损，高纬R_s为负。地-气系统的辐射差额为零的纬度在南北纬35°附近。

净辐射能量的这种在高低纬度之间的不均衡分布，驱动着全球能量从赤道向两极的输送，以补偿高纬度地区的能量亏损，这是形成经向的大气环流、洋流、天气系统移动(如台风和飓风等现象)的基本成因，使得高低纬之间进行热量和水分的水平输送，影响各地的气温和降水，从而使全球能量常年平均，近于平衡。

4.地面热量平衡及其方程式

地面净辐射只表示地面以辐射形式获得或损失能量。净辐射为正值时，表示有能量盈余，一方面地面温度升高，另一方面盈余的热量以湍流显热或蒸发潜热的形式向空气输送，以调节空气温度并供给空气水分，使地面和大气在垂直方向进行显热和潜热交换。通过大气环流和洋流进行水平方向的显热和潜热输送，还有同地表(或海面)以下的土层(或水层)间进行热量交换，改变土壤(或海水)温度的分布。当地面净辐射为负时，地面温度降低，所亏损的热量通过湍流显热或水汽凝结潜热从空气中获得，使空气降温，或由土壤(或海水)下层向上输送。这种地面净辐射与其转换成其他形式的热量收入与支出的守恒，称地面热量平衡。其表达式为：

R_g+LE+P+A=0

式中：LE为地面与大气间的潜热交换(L为蒸发潜热，E为蒸发量或凝结量)；P为地面与大气间的显热交换；A为地面与下层间的热量传输与平流输送之和，对年平均而言，A=0。在此方程式中，“+”表示地面得到热量，“－”表示地面失去热量。不同地区，方程式各项的量值不同，干燥沙漠地区，LE趋于0，R_g几乎全部通过湍流显热交换传给大气；潮湿地区，LE较大，R_g主要消耗于蒸发，乱流显热交换弱，大气增温不明显。

地面热量平衡决定着活动层以及贴地气层的增温和冷却，影响着蒸发和凝结的水相变化过程，是气候形成的重要因素。

5.地球表层系统辐射平衡

从某一时刻或某一地区来看，地表各种能量交换的结果可能是不平衡的，会出现盈亏，温度会有升降，但从全球长期平均来看，地球表层系统的能量收支是平衡的。如图7-6所示。

假定入射的太阳辐射有100个单位，则其中有16个单位被平流层臭氧、对流层水汽和气溶胶吸收，4个单位被云吸收，50个单位被地球表面吸收。剩余的30个单位中，6个单位被空气向上散射回宇宙空间，20个单位被云反射回去，4个单位被地面反射回去。这30个单位的反射部分构成了地球的行星反射率，它们不参与地表系统的加热。

对于地面而言，吸收的50个单位的太阳辐射中，20个单位又以长波辐射的形式进入大气层，30个单位则通过湍流、对流、蒸发过程以感热(6个单位)和潜热(24个单位)的形式传输进入大气层，地面辐射达到平衡。在20个单位的地球表面向外长波辐射中，14个单位被大气(主要是水汽和二氧化碳)吸收，6个单位直接进入宇宙空间。

对于大气而言，它吸收了20个单位的太阳辐射(平流层臭氧、对流层水汽和气溶胶吸收16个单位，云吸收4个单位)和44个单位的来自地面的长波辐射及其他形式的热量(地球表面向外长波辐射被大气吸收14个单位，感热6个单位，潜热24个单位)，这些能量主要被水汽和二氧化碳等向宇宙空间发射的红外辐射(38个单位)、云向宇宙空间发射的红外辐射(26个单位)抵消，因此，大气辐射达到平衡。

对于地－气系统而言，进入系统的太阳辐射共70个单位，其中20个单位被大气吸收，50个单位被地表吸收。大气圈顶部进入宇宙空间的长波辐射也是70个单位，其中直接透过大气的地面长波辐射6个单位，被水汽和二氧化碳等发射的红外辐射38个单位，被云发射的红外辐射26个单位。因此，整个地-气系统能量收支相等，辐射达到平衡。

图7-6　地球表层系统辐射平衡的图解模型