现代气候学原理内容简介内容简介太阳辐射是地气系统中一切物理过程和现太阳辐射是地气系统中一切物理过程和现象形成的基本能量来源，当太阳辐射穿过大象形成的基本能量来源，当太阳辐射穿过大气到达地球表面时将产生一系列的能量再分气到达地球表面时将产生一系列的能量再分配；任何物体能量的收支都遵循能量守恒定配；任何物体能量的收支都遵循能量守恒定律，地球、大气和整个地气系统的能量守恒律，地球、大气和整个地气系统的能量守恒可以用各自的能量平衡方程表达。可以用各自的能量平衡方程表达。第三章第三章 地球地球- -大气系统的能量平衡大气系统的能量平衡（6 6）3.1 3.1 能量平衡基本方程能量平衡基本方程3.2 3.2 辐射平衡的变化特征辐射平衡的变化特征3.3 3.3 全球热量平衡全球热量平衡3.4 3.4 能量经向调整能量经向调整3.5 3.5 辐射加热率和辐射冷却率辐射加热率和辐射冷却率3.6 3.6 温室效应温室效应3.1 3.1 能量平衡基本方程能量平衡基本方程B: B: 正值表示地面是热源；正值表示地面是热源；负值表示地面是热汇（冷源）。负值表示地面是热汇（冷源）。n n 辐射平衡方程辐射平衡方程. . 地表面辐射平衡项地表面辐射平衡项B B：夜间或冬季. .大气辐射平衡大气辐射平衡B BA A：整层大气的净辐射通量整层大气的净辐射通量 = = 大气层吸收的短大气层吸收的短 波辐射净通量波辐射净通量 q+ q+ 地面向上长波辐射净通地面向上长波辐射净通 量量u + u + 地面和大气层向宇宙空间逸出的长波地面和大气层向宇宙空间逸出的长波 辐射净通量辐射净通量F F 。地表长波被大气吸收部分地表长波被大气吸收部分大气向宇宙空间逸出的长波辐射大气逆辐射逸出宇宙空间的 大气辐射 地地-气系统辐射平衡气系统辐射平衡BsBs：考虑到地球截获阳光的面考虑到地球截获阳光的面 积与发射长波辐射的全球积与发射长波辐射的全球 表面积之比，表面积之比，全球多年平均而言，地气系统的辐射 应保持平衡，大气上界的天文辐射地气系统向宇宙空间的 长波放射辐射 能量守恒定律具有不同表现形式：动量守恒、质 量守恒、热能守恒。 热量平衡方程描述地气系统内的热能守恒与转换 关系。 辐射能向热能的转换是地气系统中一切气象过程 的基础。 对于地气系统的的能量收支看，包括地球和大气 界面上的过量收支，大气本身的能量收支。n n 热量平衡方程n n 热量平衡方程热量平衡方程净辐射净辐射 = = 地表和大气间感热交换地表和大气间感热交换 + + 潜热交换潜热交换 + + 地表与下层能量交换地表与下层能量交换 + + 地表下能量地表下能量 水平输送水平输送 陆地表面陆地表面：年平均：年平均： 沙漠地区：沙漠地区：海洋表面海洋表面：大气大气: :年平均年平均: : 地气系统地气系统: :考虑实际大气中水汽的潜热输送：考虑实际大气中水汽的潜热输送：大气中水汽的储存和释放大气中水汽的储存和释放L LA A；大气中水汽的水平输送大气中水汽的水平输送C Cv v。地气系统：地气系统：年平均：年平均：陆地：陆地：全球长期平均：全球长期平均：3.2 3.2 辐射平衡变化规律辐射平衡变化规律地表辐射平衡时气候形成主要因子之一，它在地表辐射平衡时气候形成主要因子之一，它在 很大程度上决定着土壤上层和近地层的温度分布，很大程度上决定着土壤上层和近地层的温度分布， 在计算蒸发速度、冰雪消融，以及辐射雾、辐射霜在计算蒸发速度、冰雪消融，以及辐射雾、辐射霜 冻和低温预报等问题上具有重要意义；冻和低温预报等问题上具有重要意义；在解决气团的形成与变性等天气学上的问题也在解决气团的形成与变性等天气学上的问题也 具有很大的意义；具有很大的意义；在研究流域的水分状况和水域的水文气象特征具在研究流域的水分状况和水域的水文气象特征具 有参考价值。有参考价值。n n地表地表辐射平衡变化规律辐射平衡变化规律夏季晴天辐射平衡各分量的平均日变化曲线那曲辐射平衡具有明显的日变化，通常正值辐射平辐射平衡具有明显的日变化，通常正值辐射平衡的最大值出现在正午附近，负值出现在夜间，衡的最大值出现在正午附近，负值出现在夜间， 夜间辐射平衡的变化比白天小得多；夜间辐射平衡的变化比白天小得多； 午后辐射平衡值比午前相应时间稍小一些（午后辐射平衡值比午前相应时间稍小一些（午后午后 地表温度增高，有效辐射大于午前有效辐射，午地表温度增高，有效辐射大于午前有效辐射，午 后湍流活动增强，大气混浊度增加，致使入射太后湍流活动增强，大气混浊度增加，致使入射太 阳辐射比午前减小阳辐射比午前减小）；）；图 不同地区夏季晴天辐射平衡平均日变化的比较观测资料表明: 辐射平衡正负 值交替时间通常出现在太阳 高度角等于10-15之间。G白天，云存在和云量增加，白天，云存在和云量增加， 将引起总辐射将引起总辐射 andand有效辐射减少；夜间，云的存在将使有效辐有效辐射减少；夜间，云的存在将使有效辐 射出现减小趋势。射出现减小趋势。各分量日变化振幅比晴天要小，阴天直接太阳辐各分量日变化振幅比晴天要小，阴天直接太阳辐 射为零，总辐射完全由天空散射辐射构成射为零，总辐射完全由天空散射辐射构成 ，阴天大，阴天大 气逆辐射增大，气逆辐射增大， 地面射出辐射减小。地面射出辐射减小。 白天正值辐射平衡随云量增加而减小，但白天正值辐射平衡随云量增加而减小，但 在少云的白天在少云的白天, ,辐射平衡都比晴天要大辐射平衡都比晴天要大? ?辐射平衡有明显的年变化，夏季极大值，冬季 极小值；由冬 到夏， 辐射平衡增加是由于地 表吸收辐射的增大超过有效辐射的增大。辐 射 平 衡 有 明 显 的 年 变 化图图 不同纬度带辐射平衡的年变化不同纬度带辐射平衡的年变化在北半球不同地在北半球不同地 区，辐射平衡最区，辐射平衡最 大值出现在大值出现在6 6、7 7 月份，最小值在月份，最小值在 冬季；冬季； 随纬度增加，辐随纬度增加，辐 射平衡年变化振射平衡年变化振 幅逐渐减小，幅逐渐减小， 正正 辐射平衡持续时辐射平衡持续时 间减少；间减少； 洋面的辐射平衡大于陆面辐射平衡洋面的辐射平衡大于陆面辐射平衡? ? 南半球各纬度带的辐射平衡值均比北半球相应纬度南半球各纬度带的辐射平衡值均比北半球相应纬度带要大一些带要大一些? ? 。n n 大气辐射平衡变化规律大气辐射平衡变化规律大气辐射平衡由三个分量组成：大气辐射平衡由三个分量组成：大气吸收的短波辐射、大气吸收的短波辐射、 地面有效辐射、地面有效辐射、 以及长波逸出辐射以及长波逸出辐射北半球：北半球： 大气辐射平衡年总量随纬度的增加，从赤道大气辐射平衡年总量随纬度的增加，从赤道 （-2345MJ.M-2345MJ.M-2-2）到）到2525 N N（-2093MJ.M-2093MJ.M-2-2）绝对值略有）绝对值略有 减少。然后又开始增加，减少。然后又开始增加，直到直到60 60 N N附近绝对值达到最附近绝对值达到最 大，大，在北极地区又减小。在北极地区又减小。 就整个北半球而言，大气层辐射平衡值总是负就整个北半球而言，大气层辐射平衡值总是负值值，其辐射净亏损，其辐射净亏损2512MJ.M2512MJ.M-2-2大气辐射收支净通量大气辐射收支净通量 总是负值。总是负值。南半球：南半球： 大气辐射净亏损大气辐射净亏损由赤道由赤道- -南极圈附近呈增加，南极圈附近呈增加， 再向南直到南极又开始减小。再向南直到南极又开始减小。 与北半球相比，南半球（104W.m-2)大气辐 射年平均净亏损大于北半球（80W.m-2)。 全球各纬度带大气辐射平衡均为负值，其绝对值在 两极最小，在南北极圈纬度附近达到最大。经向非对称性绝对值n n 地地- -气系统系统辐射平衡变化规律气系统系统辐射平衡变化规律地气系统辐射平衡由两部分组成地气系统辐射平衡由两部分组成： 地气系统上边界所吸收的入射太阳辐射和地气系统上边界所吸收的入射太阳辐射和 地气系统通过上边界逸出的长波射出辐射。地气系统通过上边界逸出的长波射出辐射。 地气系统辐射平衡有正有负：地气系统辐射平衡有正有负：就年平均而言，中、低纬度一般为正值就年平均而言，中、低纬度一般为正值 ，其它纬度为负值，其它纬度为负值，就月平均而言，夏季为负值，冬季月份就月平均而言，夏季为负值，冬季月份 为正值为正值年变化：年变化：1212月份到月份到3 3月份，月份， 辐射平衡为辐射平衡为正值正值；4 4 月份到月份到8 8月份辐射平衡为月份辐射平衡为负值负值。就全球平均而言：就全球平均而言：指向地气系统的入射太阳辐射指向地气系统的入射太阳辐射 与指向宇宙空间的射出长波辐射基本上相等。与指向宇宙空间的射出长波辐射基本上相等。辐射源辐射源过渡带过渡带 辐射汇辐射汇 由赤道到南北纬由赤道到南北纬10-1510-15的近赤道带内由于大的近赤道带内由于大的净辐射平衡成为辐射的净收入区（辐射源）的净辐射平衡成为辐射的净收入区（辐射源）； 由近赤道带至南北纬由近赤道带至南北纬3535附近的热带和副热带附近的热带和副热带地区，辐射平衡值不大，为辐射平衡的过渡带地区，辐射平衡值不大，为辐射平衡的过渡带； 随纬度增加，辐射平衡均为负值，且绝对值随纬度增加，辐射平衡均为负值，且绝对值迅速增大，成为向极区逐渐加深的辐射汇；迅速增大，成为向极区逐渐加深的辐射汇； 由于高、低纬之间巨大的净辐射分布的不均由于高、低纬之间巨大的净辐射分布的不均匀性，驱动地球上热量分布通过大气和海洋的匀性，驱动地球上热量分布通过大气和海洋的大规模环流发生调整。大规模环流发生调整。3.3 全球热量平衡 地表面热量平衡的纬圈分布 热量平衡的地理分布 地表面与大气间的感热输送 洋面与下层水体间的能量交换地表面热量平衡各分量之间的关系陆地表面陆地表面净辐射的年盈余可由地表和大气之间的感热和潜热交换来调整。海洋表面海洋表面净辐射的年盈余除由洋面和大气之间的感热和潜热交换来调整外， 还通过大规模的洋流进行能量的水平输送。 陆地和海洋的感热输送： 同纬度陆地感热输送大于海 洋，海洋在各个纬度带上的 感热输送均很小，但随纬度 增加略有增加。 无论大陆和海洋，辐射平衡 仅在中纬度地区随纬度减小而 迅速增加，在热带地区辐射平 衡和纬度的关系比较小。 陆地和海洋上的潜热输 送随纬度不同：陆地的最大潜热输送 在赤道附近；在副热带地 区，潜热输送急剧减小， 但在海洋上，潜热输送出 现极大值。赤道附近海洋 上，潜热输送比副热带海 洋上小。（1） 地表面热量平衡的纬圈年平均分布 洋面和较深层之间由于海 流作用出现热量水平输送， 20oS-10oN附近的大洋上，有 热量储存；在中高纬度海洋 上，有热量释放。 全球平均而言，海洋 上的净辐射比陆地大 80%，比全球平均值大 15%；洋面的潜热输送是 陆面的3倍，而感热输送 不及陆面的40%； 从海陆表面的平均看 ，地表和大气间的感热 和潜热输送方向， 在 70oN-60oS间都是从地表 面指向大气，即在能量 的收入盈余和亏损中， 地球绝大部分表面总是 通过感热和潜热形式向 大气输送能量，而大气 通过这种形式获得能量 。1 从大陆到海洋，辐射平衡等值线在沿海出现从大陆到海洋，辐射平衡等值线在沿海出现 中断中断: : 洋面平均反射率小于陆面，洋面上辐射平衡洋面平均反射率小于陆面，洋面上辐射平衡 年总量比同纬度陆地表面要大得多。年总量比同纬度陆地表面要大得多。 陆地上：陆地上： 2 2 陆地表面年辐射平衡最大值出现在潮湿的热带地陆地表面年辐射平衡最大值出现在潮湿的热带地 区，区， 年