第五章地面和大气中的辐射过程2

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。


1. 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
2. 云的反照率
第五章地面和大气中的辐射过程51辐射的基本概念52辐射的物理规律53地球大气与辐射的相互作用54太阳辐射在地球大气中的传输55地球大气系统的长波辐射56地面大气及地气系统的辐射平衡地球作为飘浮在宇宙空间的一个物体它只有通过辐射过程才能与其周围环境交换能量并最终达到某种平衡
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。
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。
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。
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
F Ag Tg 4

或以地面比辐射率eg 表示，为
F e g Tg 4

我们用F 的测量值计算地表温度，由 F =eg σ 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。
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。
0
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。
吸收长波辐射的主要是H2O，其 次是CO2和O3


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0.29μm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2.7μm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。
E (0) π B (Tg ) f, ( 0 )

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，
E L,


1
( 0 )
π B [T ( )] d f, ( )

1. 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。
理想的太阳结构示意图
0

E (0) d
①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）。 ②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。 ③大气层顶部的出射辐射是地面和各层大气辐射之和。 ④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。
d L kab, L d l A 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:
A B (T ) kab, B (T ) d l


1. 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Lλ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:
d L kab, L d l




此处 kab,λ 是体积吸收系数。 按吸收率定义，该薄气层的吸收率应是
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 μm 之间，这种辐射常称为 长波辐射或地球辐射。


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。
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。
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。
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


式中 为辐射传输方向和天顶方向的夹角，令
d L kab, [ L B (T )] sec d z
m
d L k ab, [ L B (T )] dz
m cos，得


上式称为施瓦茨恰尔德 (Schwarzchild) 方程。普朗克函数Bλ (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。

2. 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 S0, 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
S0 S ,0 d
0


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 -2 W m S 1367 7
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。

d L m L B (T ) 辐射传输向上时为（+m），向下时只需将方程中的 m 换成（ m）即可 d




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

kex ' d l kex d l
0 0

整层大气垂直光学厚度定义为
0 kex, ( z ) d z kex, ' ( z ) d z
0 0
（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-
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。 表中所说的强吸收和 弱吸收是对每种气体相 对而言的。 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， 一是吸收线的强度， 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。
1. 散射过程的分类 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。
大气中各种粒子散射的尺度分布
2. 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 l l 量。以公式表示
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9.6μm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10μm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。