地面和大气中的辐射过程2.pptx

大气中有各种气体成分以及水滴、尘埃等气溶胶颗粒，辐射在大气中传输时，要受到大气的影响，其强度、传输方向以及偏振状态都会发生变化。这种作用主要有吸收、散射和折射。由于折射过程一般与能量收支问题关系较少，这里主要讲述吸收和散射的作用。5.3 5.3 地球大气与辐射的相互作用地球大气与辐射的相互作用 所谓吸收，就是指投射到介质上面的辐射能中的一部分被转变为物质本身的内能或其它形式的能量。辐射在通过吸收介质向前传输时，能量就会不断被削弱，介质则由于吸收了辐射能而加热，温度升高。大气中各种气体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运动状态决定的。吸收太阳短波辐射的主要气体是H2O,其次是O2和O3，CO2吸收的不多。吸收长波辐射的主要是H2O，其次是CO2和O35.3.1 5.3.1 大气吸收光谱大气吸收光谱 整层大气和大气各气体成份的吸收光谱(a)太阳(假定6000K)和地球(假定255K)的黑体辐射谱；(b)整层大气的吸收谱；(c)11km高度以上大气吸收谱；(d)整层大气中不同气体成分的吸收谱从图（b）中可以看出，在0.29m以下，吸收率等于1，即大气把太阳辐射中小于0.29mm的紫外辐射几乎全部都吸收了。这一部份辐射的主要吸收气体是O2,O和O3。它主要发生在平流层的中下部，这里紫外辐射导致氧分子的光分解产生原子氧并最后形成臭氧层，而臭氧对紫外辐射有强烈的吸收。在可见光区(0.4-0.7mm)，大气的吸收很少，只有不强的吸收带。在近红外波段，开始有一些吸收带，主要是水汽的吸收。波长再长一些，约在2.7m附近，H2O 和CO2有一个较强的吸收带，再往后，CH4也加入进来。在红外波段，大气的吸收比较强，主要的吸收气体是H2O和CO2。在 8 12 mm这一段，大气的吸收很弱，被称为大气的透明窗。这一区域中只有9.6m附近臭氧有一个较强的吸收带，因为臭氧主要分布在高空，因此这一吸收带对高空的增温有很大作用。大气窗区对地气系统的辐射平衡有十分重要的意义。因为地表的温度约300K，与这个温度相对应的黑体辐射能量主要集中在10m这一范围，而大气对这一波长范围的辐射少有吸收，故地面发出的长波辐射透过这一窗口被发送到宇宙空间。q左表 给出大气主要成份在近红外和红外区域主要的吸收带，它们在大气辐射平衡中有重要作用。q表中所说的强吸收和弱吸收是对每种气体相对而言的。q实际上，每种气体每个吸收波段的吸收对大气辐射平衡的重要性取决于二个因素，q一是吸收线的强度，q二是吸收气体的含量及其空间分布。电磁辐射在遇到大气中的气体分子以及悬浮的尘埃、云滴、雨滴和冰粒、雪花等粒子时，会产生散射现象，使一部分入射波能量改变方向射向四面八方，而原方向的辐射能被削弱。散射辐射的波长和原始波相同，并且与原始波有固定的位相关系。5.3.2 5.3.2 大气对辐射的散射大气对辐射的散射 太阳辐射经过大气到达地面时，由于散射作用，太阳的直接辐射比大气上界有一定程度的减弱，但同时却使整个大气层变得明亮，发出蔚兰色的散射光。而在没有大气的外层空间，太阳本身虽光亮耀目，四周的天空却会是漆黑一片。阳光进入大气时，波长较长的色光，如红光，透射力大，能透过大气射向地面；而波长短的紫、蓝、青色光，碰到大气分子、冰晶、水滴等时，就很容易发生散射现象。被散射了的紫、蓝、青色光布满天空，就使天空呈现出一片蔚蓝了。天空为什么是蓝色的？天空为什么是蓝色的？1.1.散射散射过程的分程的分类 散射在电磁波谱的各个波长上都会发生，因而是全波段的，不是选择性的，但散射的强弱及空间分布却和波长及散射质点的相对大小有关。引进尺度数，按 的大小可将散射分为三类：瑞利散射、米散射和几何光学散射。大气中各种粒子散射的尺度分布（1）1时即r l 时的散射，称为瑞利散射，也称为分子散射。可见光的波长在0.5mm左右，气体分子的大小约为10-4m，因此气体分子对可见光的散射属于瑞利散射。（2）0.1 50 时即r l 时的散射，属于几何光学范畴。例如大雨滴(14 mm)对可见光的散射就属于此类。虹和晕就是光在雨滴和冰晶上发生反射、折射等现象造成的，它们服从几何光学规律。2.2.辐射传输的有关物理量辐射传输的有关物理量(1)光学厚度（optical depth，optical thickness）定义：沿辐射传输路径，单位截面上所有吸收和散射物质产生的总削弱。是无量纲量。以公式表示 整层大气垂直光学厚度定义为（2）光学质量 定义：辐射束沿传输路径在单位截面上所通过的吸收或散射气体的质量，称为光学质量（3）单色透过率和单色吸收率A 通过一段大气路径后的透过率定义为前后辐射通量密度之比。若大气路径内仅有吸收作用，则吸收率为A=1-1.1.太阳概况太阳概况 地球的绝大多数能量来自太阳。太阳是一个巨大的炽热的等离子体球，主要由氢（约71%）、氦（约27%）以及其它元素构成。因而整体上呈现中性。太阳分为不同的层次（图）。但实际上，想对高温等离子体构成的太阳划分出界限明确的层次是很困难的，分层仅有形式的意义。5.4 5.4 太阳辐射在地球大气中的传输太阳辐射在地球大气中的传输 5.4.1 5.4.1 5.4.1 5.4.1 太阳和太阳辐射太阳和太阳辐射太阳和太阳辐射太阳和太阳辐射 理想的太阳结构示意图 2.2.太阳常数太阳常数 考虑到大气上界的太阳辐照度随日地距离的变化有所不同，规定以日地平均距离时的辐照度作为标准。以 表示大气上界在日地平均距离 d0时，与日光垂直平面上的太阳分光辐照度，此时的太阳积分辐照度称为太阳常数，即许多研究工作者得出的太阳常数值在1395.6 1339.1 Wm-2 之间 。WMO在1981年推荐的太阳常数最佳值是 W m-2 5.4.2 5.4.2 大气上界的太阳辐射能大气上界的太阳辐射能 全球各地大气上界太阳辐射的日总量 右图是全球各地大气上界太阳辐射的日总量Qd 的等值线图。阴影部分对应于极夜。低纬区Qd 的年变化较小，而高纬区年变化较大。北半球夏季各纬度间Qd 的差别不大，冬季Qd 则随纬度的增高而迅速下降，进入极圈甚至变为零。Qd 随纬度的变化是决定地球上各纬度间气候差异的基本因素。太阳直接辐射可以认为是一种平行光辐射。但当这束平行光进入地球大气以后，由于大气中的各种气体成份会吸收和散射部分太阳辐射能量，造成了太阳直接辐射的衰减。吸收过程是将一部分太阳辐射能量变成气体分子的热能或化学能。散射过程则是将一部分辐射能量散发到四面八方，形成散射辐射。其中一部分散射辐射从大气上界射出，离开了地球大气系统；一部分则达到地面，形成地面散射辐射。下图同时给出了大气上界和海平面处的太阳光谱，也给出了吸收气体的主要吸收带。5.4.3 5.4.3 太阳的直接辐射太阳的直接辐射 大气上界和海平面的太阳辐射谱 在地球大气系统对太阳辐射的吸收中,大气的吸收只占 20%，地球表面吸收了约50%，这一点在地球大气系统的能量平衡及气候的形成和变化中有极重要的作用。5.4.5 5.4.5 地面对太阳辐射的反射和吸收地面对太阳辐射的反射和吸收 1.1.地面反照率地面反照率 地球表面能获得多少太阳辐射能，在很大程度上依赖于地表反射率。各种地面的平均反照率各种地面的平均反照率 2.2.云的反照率云的反照率 由于云中水滴和冰晶的散射，使云体表面成了比较强的反射面。云层覆盖了大约50%的地球表面，云顶表面又具有较大的反射率，这就使得到达地面的太阳辐射大大减少，而返回宇宙空间的辐射能量加大，因此云层在地气系统的辐射过程中有极为重要的作用。云的反射率随云层厚度、云中含水量而增大。各类云的平均反照率 地球大气系统的反照率称为行星反照率，它表示射入地球的太阳辐射被大气、云及地面反射回宇宙空间的总百分数。行星反照率分为各地区行星反照率和全球行星反照率。因为各地云量和冰雪分布情况不同，各地区行星反照率的差别较大，赤道地区的行星反照率约为0.2甚至更小，而极地为0.6甚至达到0.95。至于全年平均的全球行星反照率，数值可取0.30。这是由地球表面的平均反照率（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。3.3.行星反照率行星反照率 地球大气系统包括地面、各种气体分子以及云和气溶胶。地球大气系统所处的温度为 200K 300K，其辐射能量主要集中在4 120 m 之间，这种辐射常称为长波辐射或地球辐射。5.5 5.5 地球地球大气系统的长波辐射大气系统的长波辐射 一般来说，地面对于长波辐射的吸收率近于常数，故可认为地面为灰体。表给出各类表面的吸收率Ag值（或比辐射率eg），可见地面的吸收率在 0.82 0.99 之间，沙土、岩石较低，而纯水与雪则极接近于1，有时可以用作黑体源表面。相比之下地面对短波辐射的吸收率一般在0.5以下（除冰雪表面），而且随波长变化大。5.5.1 5.5.1 5.5.1 5.5.1 地面的长波辐射特性地面的长波辐射特性地面的长波辐射特性地面的长波辐射特性 地面长波辐射吸收率（或比辐射率）设地表温度为Tg，地面的积分出射度应是 或以地面比辐射率eg 表示，为 我们用F 的测量值计算地表温度，由 F=eg Tg4，取eg=0.95，可算出各种温度时地面放射的能量（表）。这个数值已经与地面收到的太阳辐射能接近。但是，到日落后，地面没有了太阳能收入，而这个放射却仍在继续着。各种温度下地面放射的能量各种温度下地面放射的能量(eg=0.95)（1）地球与大气都是放射红外辐射的辐射源，通过大气中的任一平面射出的是具有各个方向的漫射辐射。太阳直接辐射是主要集中在某一个方向的平行辐射。在红外波段，到达地面的太阳直接辐射能量远小于地球与大气发射的红外辐射，常常可不予考虑。（2）大气对长波辐射的散射削弱极小，可以忽略不计。有云时，云对长波的吸收作用很大，较薄的云层已可视为黑体。因而研究长波辐射时，往往只考虑其吸收作用，忽略散射。（3）大气不仅是削弱辐射的介质，而且它本身也放射辐射，有时甚至其放射的辐射会超出吸收部分，因此必须将大气的放射与吸收同时考虑。5.5.2 5.5.2 5.5.2 5.5.2 长波辐射在大气中的传输长波辐射在大气中的传输长波辐射在大气中的传输长波辐射在大气中的传输 1.1.长波辐射传输方程长波辐射传输方程 同时考虑气层的放射与吸收，但不考虑散射，并假定大气是水平均一的，即是平面平行大气。考虑一束单色辐射通过一层吸收气体介质。射入的辐亮度L沿传播方向经过一段距离 dl 后，由于吸收作用而使辐亮度变化:此处 kab,是体积吸收系数。按吸收率定义，该薄气层的吸收率应是 根据基尔霍夫定律，该气层放射的辐亮度是其中B(T)为普朗克函数(黑体的分光辐亮度)，T为该薄层的温度。因此，经过d l 并考虑到大气的吸收和发射后，辐亮度的变化为:式中 为辐射传输方向和天顶方向的夹角，令 ，得 上式称为施瓦茨恰尔德(Schwarzchild)方程。普朗克函数B(T)代表源函数，表征由于热辐射造成辐亮度的增强，式中空气温度T=T(z)，随高度而变化。由于垂直坐标系统应用不太方便，常引进光学厚度座标（图）。按通常习惯，光学厚度向下为正。辐射传输向上时为（+），向下时只需将方程中的 换成（）即可 地气系统从大气顶部向外射出的长波辐射OLR（Outgoing Longwave Radiation），在决定地球大气气候方面有着十分重要的意义。由于是漫射辐射，到达大气顶部的长波辐射来自各个方向。令EL,表示OLR，则它是大气顶部从各方向来的所有波长的长波辐亮度积分。大气上界的单色辐射通量密度 第一项表示来自于地表的辐射，第二项表示各层大气的辐射和吸收。若求地气系统从大气顶部向外射出的长波辐射（OLR），则需对所有波长积分，5.5.3 5.5.3 大气顶部射出的长波辐射大气顶部射出的长波辐射 各高度上发射的长波辐射量为该点温度所对应的黑体辐射量乘以其比辐射率（吸收率）。这一辐射在传输到大气上界时要受到它上部这层大气的吸收衰减。大气层顶部的出射辐射是地面和各层大气辐射之和。地球大气顶部总的长波出射辐射（OLR）为各波长出射辐射之和。物理意义物理意义:图是雨云 4 卫星用红外干涉光谱仪在大气层外测出的地球大气系统向外的长波辐射光谱。整层大气的长波吸收特性已讨论过了，其最主要的特征是在 812 m（波数1250800cm1）处有一个大气窗，而它恰好在地面长波辐射最强的波段。CO2的强吸收带在15m（波数667 cm-1）附近，由于CO2是接近均匀混合的，地面和对流层大气发出的热辐射几乎被平流层的CO2全部吸收，卫星上接收到的主要来自于平流层CO2发来的辐射。卫星观测的地球和大气红外发射谱图中的虚线表示不同温度下的黑体辐射亮度 整层大气向下的长波辐射，即大气的逆辐射，也可以用类似的方法得到。整层大气向下到地面的长波辐射，即大气逆辐射为 因为辐射热交换，地球、大气以及地气系统的辐射能量收支状况，是由短波和长波辐射的总和来决定的。系统或物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为辐射差额，也称净辐射。辐射差额=收入辐射能 支出辐射能5.6 5.6 地面、大气及地气系统的辐射平衡地面、大气及地气系统的辐射平衡 在没有其它方式的热交换时，辐射差额决定物体是升温还是降温。辐射差额为正值，表示系统或物体的辐射能量有赢余；辐射差额为负值，表示系统或物体的辐射能量有亏欠，温度随之要发生变化。若物体辐射收支平衡，物体温度就不变。（2）分别讨论地面和大气的辐射和吸收。由于大气的保温效应，地面可以维持在一个较高的温度。这对形成和维持地球表面的生态系统有十分重要的意义。（1）首先，把地球大气系统作为一个整体，它处于宇宙空间中，辐射过程将使它达到某一种平衡状态。这是决定地球大气系统热状况的最根本因子。本节的思路是这样的：本节的思路是这样的：（4）最后介绍，经过长期观测后得到的影响辐射过程的各种因子以及短波和长波辐射在全球的分布及变化规律。这些结果不仅支持了前面理论分析的结果，而且也提出了许多值得思考的问题。（3）由于地球自转轴的倾斜，地球表面各纬度带接收的太阳辐射能量随季节有变化，从而形成了从赤道到极地不同的气候带。从全球长期平均温度来看，地气系统的温度变化极其缓慢，多年基本不变，所以全球应当是达到辐射平衡的。若把地球和大气作为一个整体，它是运行于宇宙空间的一个星体。这个星体受到太阳的照射，除了被反射掉的以外，地气系统吸收了一部分太阳辐射能量。同时，地气系统也以自身的温度和辐射特性向外辐射着长波辐射。这二个过程最终会达到某种平衡。如果入射的太阳辐射有变化，或者地气系统对短波的反射率或长波辐射率有变化，这种平衡就会被打破而趋向一种新的平衡。5.6.1 5.6.1 5.6.1 5.6.1 地地地地 气系统的辐射平衡气系统的辐射平衡气系统的辐射平衡气系统的辐射平衡 可以用一个简单的地气系统辐射平衡模式来估算地气系统的温度 设地球大气系统是一个半径为r（re）的球，对短波辐射的反射率（也称行星反照率）为R，则其接收的太阳短波辐射为 。设地气系统可看作为黑体，其有效温度为Te，它向宇宙空间发射的长波辐射能为4r2Te4。在地气系统达到辐射平衡时，有 取 =1367 Wm-2，R=0.3，可算出Te=255K 18C。这就是地气系统平衡时的有效温度 我们可以看到，地气系统的有效温度取决于二个因子，一是太阳常数，它主要由日地距离决定的。二是地气系统的行星反照率，它与地气系统的许多特性，如海洋的反射，陆面的反射和云的反射有关。由上面还可导出地球表面收到的太阳短波平均辐照度为 Wm-2 虑到全球应当是达到辐射平衡的，所以这与地球发射的长波平均辐出度数值接近从上面的讨论可以看到，地球的有效温度255K（18C），而实际上地球表面平均温度为15C，这是由于大气“温室效应”的结果。把地气系统地球和大气分别加以考虑，它们对辐射的吸收和发射的特性是不同的。5.6.2 5.6.2 地球大气的温室效应地球大气的温室效应 大气对短波辐射吸收比较小（1525%），而对长波辐射有一定的吸收和发射。这一特性类似于温室的玻璃，它可以让太阳的短波辐射通过，但对长波辐射则是有吸收的，因此温室内的温度可以比外边高很多度。大气层包围在地球外面，由于“大气保温效应”，使地面平均温度升高了几十度。这才使地球表面形成了适合生命繁衍的环境。用一个简单的辐射平衡模式可以清楚地讨论大气的温室效应（图）。假设地球表面是温度为Tg的黑体，大气层的温度为Ta，行星反照率为R，大气对短波辐射的平均吸收率为As，对长波辐射的平均吸收率为AL。根据图可以写出地面和大气顶的辐射平衡方程。求解上列方程可得 由上面的结果可以讨论 、R、AL和As对大气层平均温度和地面平均温度的影响。取AL=0.8，As=0.2，R=0.3 代入上式，有 Tg=278.6 K，Ta=247.7 K。可见，大气层的存在使地面平衡温度高于全球的有效温度(255 K)，而大气层的平均温度却低于全球的有效温度。当 AL 加大时，地面平均温度也将升高。大气中对长波辐射吸收的主要气体是水汽、二氧化碳和臭氧。这些气体的含量增加，将使 AL加大，从而导致地面增温。大气的温室效应 上面的讨论把地球大气当作一个整体，没有考虑水平方向的差异。由于地球的自转轴与太阳黄道平面有一个倾角，地球上不同纬度带接收到的太阳辐射的情况是不同的，它们所达到的平衡温度也将不同。相邻纬度带平衡温度的不同将引起二种变化:其一是会出现水平方向的能量输送；其二是其下垫面的情况也将发生变化。尤其是对收入太阳辐射能较少的极区，低的平衡温度造成下垫面冰雪复盖，而冰雪的高反射率又使该地区接收的太阳辐射进一步减小。5.6.3 5.6.3 辐射差额沿纬度的变化辐射差额沿纬度的变化 下面用一个简单的辐射平衡模式来讨论这一反馈过程 将地球和大气分割为一系列纬度带。对每一个带，其辐射平衡方程可写为 这里S 为某纬度带收到的太阳辐射，R 为该纬度带的行星反照率。EL,(T)为该纬度带大气层顶向外发射的长波辐射，F(T)为该纬度带向相邻纬度带水平输送的能量，都是温度的函数。简单地假设 Tc 为雪线温度，可选 10C 或 0C，表示在冰雪区行星反照率显著变大。大气层顶出射的长波辐射，取其中a、b为经验常数。纬度带间能量的传输，取其中 为全球平均温度，而K0 为经验常数。通过这些简化后，不难得到Budyko(1969)用a=204 Wm-2,b=2.17 Wm-2K-1,K0=3.81 Wm-2K-1,Tc=10C 计算得下表。这一结果与大气纬向平均温度分布大体一致。辐射平衡模式算得的大气层温度随纬度变化 分别就地面、大气而言，在一定时间段、一定区域，总存在着辐射差额（balance），这将导致该地的温度随时间变化。1.1.地面的辐射差额地面的辐射差额 地面的净辐射通量是指水平面上太阳短波净辐射和长波净辐射通量之和其中短波和长波的净辐射通量可分别表示为 5.6.4 5.6.4 地面、大气和地地面、大气和地气系统的辐射差额气系统的辐射差额 （1）短波净辐射通量 入射到水平地面的太阳短波辐射通量ES,0是太阳直接辐射和天空散射辐射之和，它有着显著的日变化和季节变化，并强烈地受云的影响。地面的短波净辐射通量可写为这里 Rg 是地面反射率（2）长波净辐射通量 A、入射到地面的长波辐射 入射到地面的长波辐射EL,0 来自整层大气的辐射，称为大气的逆辐射。晴天大气逆辐射的通量密度可写成 EL,0=5.311014 Ta6 (W m-2)如果天空中有云，则大气的逆辐射大大加强。北京地区有云天空的经验公式为 其中e（hPa）为百叶箱中观测的近地气层水汽压。B、地面向上的长波辐射 地面向上的长波辐射，包括地面发射的长波辐射和地面反射的部分大气逆辐射。式中Tg为地面温度，eg为地面的比辐射率。它随地面温度有日变化，午后最强，早晨最弱。C、地面长波净辐射通量和地面有效辐射地面的长波净辐射通量EL,0*为 一般情况下，EL,0*0，意味着该层内辐射能量收入大于支出，气层将增温；反之，将降温。（2）整层大气的辐射差额 整层大气的辐射差额可用下式表示 E*和E0*分别代表大气上界和地面的净辐射。前面己经提到，从全球长期平均温度多年基本不变的角度，全球应达到辐射平衡，所以大气上界净辐射应为零，E*=0。而地面净辐射 E0*一般为正的，因此就整层大气而言，辐射差额为负值，这里所缺少的那部分能量通过地面提供的显热和潜热而得到补偿。若分别考虑短波和长波能量的收支关系，有 Qa是大气吸收的太阳短波辐射。E0是地面有效长波辐射。EL,是透过大气上界射向空间的长波辐射，它包括大气射向空间的长波辐射和透射的地面向上辐射。由于大气吸收的太阳辐射比较小，而EL,又大于E0，同样可说明整层大气的辐射差额总是负值。3.3.地地气系统的辐射差额气系统的辐射差额把地面直到大气上界作为一个整体的辐射能净收入就是地气系统的辐射差额。若以Eag*表示，应是大气和地面的辐射差额之和，因此地气系统的辐射差额就是以地面为下底，以大气上界为顶的整个铅直气柱内接收到的太阳短波辐射与大气上界向太空放出的长波辐射之差。大气顶部的净辐射就是地气系统的辐射差额。地气系统的辐射差额随季节、纬度、云量云状、下垫面性质及大气成分等因素而变化。平均而言，在两极和高纬度地区的辐射差额为负，在赤道和热带地区为正值。但是，就整个地气系统而言，辐射差额为零，地气系统的热状况没有明显的变化。在几年的时间尺度上，地球作为一个整体是处于辐射平衡状态的。换句话说，当能量以短波辐射形式进入地球大气系统时，必须有相同数量的能量以长波辐射形式离去。在大气顶部的净辐射通量为 其中ES,是入射到大气顶的太阳短波辐射，右边第1项是地气系统获得的短波辐射的净通量，主要取决于地气系统行星反照率R。右边第2项是地气系统向外发射的长波辐射的净通量5.6.5 5.6.5 观测到的辐射平衡观测到的辐射平衡 大气顶部入射和反射辐射的纬向分布如图 图 大气顶部（a）入射太阳辐射和（b）反射太阳辐射的纬向平均分布。入射的太阳辐射在冬半球有很强的梯度(从夏半球副热带的 475 Wm-2 逐渐减小至冬半球极区的零)。但在夏半球中，随着纬度的增高，减弱很慢。这部分入射的太阳辐射有相当一部分被反射回太空。在高纬度被反射的能量就更多，反照率高达 70%。图a是吸收的太阳辐射(1 R)ES,的年平均分布，它的最大值约350 Wm-2，大致位于热带海洋，然后向极地逐渐减小，在极地小于 100Wm-2。b是出射长波辐射EL,的年平均分布。显然，地球大气向外发射的长波辐射（OLR）在副热带地区有最大值（约270280Wm-2），然后向两极减小，在极地约为160 Wm-2或更小。热带地区的数值大致与云的分布呈负相关。因为有云存在时，云顶温度较低，发射的辐射也较少。c给出大气顶部净辐射E*的年平均分布。由图可以看到，净辐射的年平均呈纬向分布，赤道附近为正，能量输入约为60 80 Wm-2；而在南极和北极地区为负，能量损失约为100Wm-2。海洋地区吸收的能量较多，表明大气环流必然将净能量自海洋向陆地输送。与上图对应的辐射能的纬向平均分布见图 地气系统（a）所吸收的太阳辐射；（b）发射的地球长波辐射；（c）净辐射的纬向平均分布。从上图b可看出，在30N 30S之间有一个大范围的高值区，其值约为 250 Wm-2，而在中高纬度区，数值则较低。赤道辐合带附近因云量较多，数值也比两侧低。南极大气发射的长波辐射似乎比北极多一些，可能是南极冰面较高的缘故，不过长波辐射的南北梯度很小。从吸收的太阳辐射中减去出射的长波辐射，便得到净辐射图c。大气顶部的净辐射就是地气系统的辐射差额，从图中可以看出，在35N 35S以内是正值，以外是负值，因此低纬地区就有多余的能量以大气环流的形式输往高纬度。2.2.地球表面观测到的辐射平衡地球表面观测到的辐射平衡 在地球表面任何一处，它收到的和反射的太阳辐射以及收到和发射的长波辐射都有复杂的日变化和年变化以至长年的变化。这和该处的地理位置、云、温度、湿度及地表状况等众多因子有关。全球地表面的年平均净辐射通量 净辐射通量随纬度增加而减小。赤道附近为 160 180 Wm-2，60 纬度处减小为 20 40 Wm-2。在全球大多数地区，地面的净辐射通量是向下的。不过在极区的冬季，地面净辐射通量是向上的，这是因为极夜太阳入射辐射非常小或接近于零。一般而言，在同一纬度上，海洋上的净辐射通量大于陆面上，其最大值达180 Wm-2，出现于热带海洋。这与大气、海洋吸收的太阳辐射分布一致。赤道地区第二个极大值位于大陆上。热带的最小值位于沙漠地区，这是由于沙地反射率较大、云量较少、湿度小及地面温度高的缘故。3.3.总的辐射平衡总的辐射平衡 为了解地球大气系统在较长时间中怎样维持平衡状态，需要对地气系统作为一个整体的年平均辐射平衡过程有一个了解。下图给出地气系统总的辐射平衡框图。地气系统总的辐射平衡框图 图中的数字己作归一化，即把入射的太阳辐射作为100个单位。在入射太阳辐射这100个单位中，有20个单位被平流层臭氧、对流层水汽和气溶胶以及云所吸收，30个单位被空气分子、云及地面散射或反射回太空，只有50个单位被地球表面吸收。在被地面吸收的50个单位的太阳辐射中，20个单位以长波辐射的形式进入大气，30个单位则经过湍流和对流以感热和潜热的形式传输至大气。在20个单位的地球长波辐射中，14个单位被大气（主要是水汽和二氧化碳）吸收，6个单位则直接进入太空。对于大气而言，它吸收了20个单位的太阳辐射，14个单位的长波辐射，以及30个单位的显热和潜热形式的能量，再以长波辐射形式向太空发射64个单位，达到平衡。1.太阳辐射集中于0.174 mm 波段，即紫外至红外波段，其中以可见光最强，亦称短波辐射。地球、大气温度的辐射集中于 4 120 mm，即红外波段，亦称长波辐射。太阳辐射与地球辐射在大气中的辐射传输过程具有不同的特点。2.表征辐射场特性的物理量主要是：辐亮度和辐射通量密度（辐照度及辐出度）。其它与辐射传输有关的物理量包括:吸收率(比辐射率)、反射率、透过率；吸收截面、散射截面、消光截面、散射效率因子；吸收系数、散射系数、消光系数；以及光学质量、光学厚度、大气质量数等。第五章小结第五章小结 3.在 60 km 以下大气层中，可以应用平衡热辐射的基本物理规律，主要有:基尔霍夫定律；普朗克定律；只要知道了某物体的吸收率和温度，利用以上两公式就可以计算它的辐射光谱。斯蒂芬 玻尔兹曼定律FT=T 4和维恩定律 max=2897.8/T(mm)也很重要，由普朗克定律可以直接导出这些公式。4.太阳常数定义为日地平均距离时大气上界与日光垂直的平面上太阳的积分辐照度。WMO推荐的数值为 1367 W m-2。大气上界的太阳光谱有表可查。5.大气上界水平面上的太阳直接辐射与其日辐射总量 Qd，是由太阳常数、日地距离及太阳天顶距决定的，因此有纬度和时间的变化。6.大气的吸收有选择性。吸收太阳辐射的主要成份是水汽，其次是O3，CO2的吸收不多。除臭氧层以外，由于吸收太阳辐射而产生的大气增温不大。7.太阳辐射在通过大气层时，由于受到吸收和散射，辐照度不断减小。8.大气对长波辐射起吸收作用的主要成份是水汽、CO2 及 O3，散射作用基本可忽略。9.长波辐射在大气中的传输主要考虑大气的吸收和发射，要用Schwarzchild 方程。当用这一方程计算实际大气中长波辐射传输时，需要知道吸收物质在大气中的分布和温度分布。10.由于大气对短波辐射较透明，对长波辐射吸收率大，因而使地面平衡温度升高，这一作用一般称为“温室效应”。大气成份(如CO2)的变化可以使地球的气候发生改变。11从全球长期平均温度多年基本不变的角度，地球作为一个整体，在吸收太阳辐射能量的同时向外空间放射长波能量，维持着地气系统的辐射平衡。