太阳辐射

太阳辐射.txt老公如果你只能在活一天，我愿用我的生命来延续你的生命，你要快乐的生活在提出分手的时候请不要说还爱我。 本文由danialmre贡献
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1.太阳常数 1.太阳常数 在日地平均距离处的太阳辐射称之为太阳常数 ,它定义为：在日地平均距离处
通过与太阳光束垂直的单元位面积上的太阳能通量。 它表征了到达地球表面总的 太阳辐射能,其值见表 3.1。 如果太阳的半径为 辐射能量为 ，则太阳表面处太阳发出的 处，
， 其中 F 表示太阳的出射度； 而在离太阳的日地平均距离 ，它们两者之间必须相等，即
太阳发出的辐射能量为
所以太阳常数表示为
如果地球的半径为
，则地球截获的太阳辐射能为
，若这一能量均匀地分
布在整个表面上，则大气顶处单位时间内、单位面积上所接受的能量为
2.辐射方向 2.辐射方向 μ：极角 θ（天顶角）的余弦值。 φ：相对于 x 轴的方位角。
3.光学厚度 3.光学厚度 光学厚度是指在考虑分谱衰减系数和大气 密度的特性前提下的大气厚度，公式为
其中 z 是气层内某一高度,kλ 是分谱衰减系 数，ρ 是大气密度。
4.狄拉克函数 4.狄拉克函数
5.辐射通量密度 5.辐射通量密度 辐射能 Q：指电磁辐射所携带的能量，或物体发射的全部能量，其单位用焦耳。 辐射通量 ：指单位时间内通过某一表面的辐射能，它表示了辐射能传递的速 率，写成
式中 Q 是辐射能，t 是时间。如果辐射能随时间而变，则辐射通量以微分形式表 示 或 辐射通量密度 F：指通过单位面积的辐射通量，写成 或 其单位取焦耳/米 秒。 对于一个被照射的表面或发射的表面，还使用以下述语： 辐照度（E）：指投射到一表面上的辐射通量密度。 出射度（M）：指辐射体表面发射出的辐射通量密度。 这几个量之间的关系为 或 6.臭氧密度 6.臭氧密度 大气中臭氧的季节变化 月份 纬度 90 N 800N 700N 600N 0 50 N 400N 300N 200N 100N 00 100S 200S 300S 400S 500S 600S
0 2
一月 二月 三月 四月 五月 六月 七月 八月 九月 十月 0.33 0.34 0.34 0.33 0.32 0.30 0.27 0.24 0.23 0.22 0.23 0.24 0.27 0.30 0.31 0.32 0.39 0.40 0.40 0.39 0.36 0.32 0.28 0.26 0.24 0.22 0.24 0.25 0.28 0.29 0.30 0.31 0.46 0.46 0.45 0.42 0.38 0.33 0.29 0.26 0.24 0.23 0.24 0.24 0.26 0.28 0.29 0.30 0.42 0.43 0.42 0.40 0.38 0.34 0.30 0.27 0.25 0.23 0.24 0.25 0.27 0.29 0.30 0.30 0.39 0.40 0.40 0.39 0.37 0.34 0.30 0.28 0.26 0.24 0.24 0.25 0.28 0.31 0.32 0.33 0.34 0.32 0.36 0.33 0.36 0.34 0.36 0.34 0.35 0.33 0.33 0.31 0.30 0.29 0.27 0.26 0.25 0.25 0.24 0.24 0.24 0.24 0.25 0.25 0.28 0.29 0.33 0.35 0.36 0.39 0.38

0.41 0.30 0.30 0.31 0.32 0.31 0.30 0.28 0.26 0.24 0.23 0.24 0.26 0.31 0.37 0.40 0.42 0.27 0.28 0.29 0.30 0.30 0.28 0.27 0.26 0.24 0.23 0.24 0.26 0.32 0.38 0.40 0.42 0.26 0.27 0.28 0.38 0.28 0.27 0.26 0.25 0.23 0.22 0.24 0.26 0.32 0.37 0.39 0.40
十一 月 0.28 0.29 0.29 0.30 0.29 0.28 0.26 0.25 0.23 0.22 0.24 0.26 0.29 0.34 0.37 0.39
十二 月 0.30 0.31 0.31 0.31 0.30 0.29 0.27 0.25 0.23 0.22 0.23 0.25 0.29 0.32 0.35 0.35
70 S 0.32 0.31 0.31 0.29 0.34 0.39 0.43 0.45 0.43 0.40 0.38 0.34 0 80 S 0.31 0.31 0.31 0.28 0.35 0.40 0.44 0.46 0.42 0.38 0.36 0.32 0 90 S 0.31 0.30 0.30 0.27 0.34 0.38 0.43 0.45 0.41 0.37 0.34 0.31 7.程长 7.程长 程长 xi=uimr,其中 ui 是第 i 层上垂直气柱内某一物质（如臭氧）的含量，mr 是相 对大气质量因子，对于 8km 高度上，mr 为
0
8.空间立体角 8.空间立体角 空间立体角 (S 为球面映射面积, 是锥面
夹角),而空间单位立体角是指空间立体角在单位 方向上的弧度，为 。
9.相函数 9.相函数 如果对于入射辐射方向 与散射辐射 之间的夹角叫做散射角 ，则为描述
介质对于入射辐射的散射辐射空间分布，引入相函数 P(cos
)表示，定义为
相函数为空间立体角
×体积散射分布函数
与体散射系数
之比
值，相函数表示的是散射辐射的空间分布特性，是大气散射辐射中一个很重要的 参量。 10.气层向上辐射率 10.气层向上辐射率 根据平面平行大气中多次散射辐射传输的基本方程
式中 Lλ 为大气辐射率（大气辐射亮度），J 为源函数（大气自身辐射发射量）， 对于大气层内 高度处向上（μ> 0）的辐射亮度，将上式乘以 ，则有
对上式由
进行积分，即得有限大气层内向上辐射率公式
11.局地热力平衡 11.局地热力平衡 自然界的所有物体都在向四周放射辐射，同时也从周围吸收辐射能。如果一个物
体在某一温度从外界得到辐射能，恰等于物体因辐射而失去的辐射能，则该物体 的热辐射达到平衡，而温度保持不变，这一热辐射过程称做平衡热辐射或辐射平 衡。 对于地球大气系统，它不是孤立的，要受到太阳辐射和其它微粒流的作用，同时 大气内存有温度梯度，所以大气中完全的热力平衡是没有的。但是在所有热力不 平衡的系统中，在一个宏观小体积内建立平衡的时间要短得很多。从这个事实出 发，就可设想在大气中存在如下状态，在这个状态中，气体的每一体积元量有如 处在热力平衡状态中（对这个体积温度而言），这样的平衡称局地热力平衡。实 际大气中，在 50 公里以下可以认为大气处在局地热力平衡。 12.普朗克辐射 12.普朗克辐射 1900 年普朗克假设辐射物质的偶极子只能够存在于分立的能态中，据此由实验 和

数学导得了有名的普朗克公式，完满地解释了黑体(所谓黑体是指某一物体在 任何温度下，对任意方向和任意波长，其吸收率或发射率都等于 1)辐射分布规 律。对于物体温度为 T、波长为 λ 的普朗克（黑体）分谱辐射公式为
式中
（
-27
）是黑体分谱辐射射出度（辐射通量密度），
h=6.6262×10 erg·s 是普朗克常数，k=1.3806×10-16erg·k 是玻尔兹曼常数， C1=3.7427×10-8W·μm4、C2=1.4388×104μm·k 分别是第一和第二辐射常数。普朗 克辐射亮度公式为
如果以频率表示为
如果以波数表示为
13.透过率 13.透过率 透过率是指辐射透过量和辐射入射量的比值，其公式为
其中 s1 为介质的厚度，kaλ 为吸收气体分谱质量吸收系数，ρ 是大气密度。 14.反照率 14.反照率 反照率是指反射通量密度和入射通量密度之比，写为
上式可由（3.4）式直接推导得出。 15.辐射率 15.辐射率
辐射率（又称辐射亮度）是指一个面辐射源在 单位时间内通过垂直面元法线方向 面、单位立体角的辐射能，即 上单位
其单位取瓦·米 ·球面度 （W·m ·sr
1
－2
－1
－2
－
）。在多数情形中，辐射传播方向
与面元
的法线方向
不一致， 若它们间夹角为 θ， 则
方向的辐射亮度写成
式中
，立体角
（μ，φ 为辐射方向）。从上式
可见，辐射亮度是位置、方向和时间的函数。如果面元的辐射率与方向无关，则 称是各向同性的，这样的源称做朗伯源。如果辐射亮度不是位置的函数，则称它 是均匀的。 16.具有锐利峰性质的狄拉克函数 16.具有锐利峰性质的狄拉克函数
17.多次散射到达卫星的辐射 17.多次散射到达卫星的辐射 对于大气中某一高度来说， 高度以下大气的漫辐射对 为
高度处向上辐射的贡献
上式中的源函数为 入上式并令 即可得多次散射到达卫星的辐射公式
， 将其代
第一节 气候形成的幅射因子 一、太阳辐射与天文气候 太阳辐射在大气上界的时空分布是由太阳与地球间的天文位置决定的， 又称天文 辐射。由天文辐射所决定的地球气候称为天文气候，它反映了世界气候的基本轮 廓。 （一）天文辐射的计算 除太阳本身的变化外， 天文辐射能量主要决定于日地距离、 太阳高度和白昼长度。 1.日地距离 地球绕太阳公转的轨道为椭圆形，太阳位于两焦点之一上。因此日地距离时时都 在变化，这种变化以一年为周期。地球上受到太阳辐射的强度是与日地间距离的 平方成反比的，在某一时刻，大气上界的太阳辐射强度 I 应为
式中 b 为该时刻的日地距离，a 为地球公转轨道的平均半

径，I0 为太阳常数 1370W/m2，假使取 a=1（1 个天文单位），b/a 用 ρ 表示，则
一年中地球在公转轨道上运行，就近代情况而言，在 1 月初经过近日点，7 月初 经过远日点，按上式计算，便得到各月一日大气上界太阳辐射强度变化值（给出 与太阳常数相差的百分数，如表 6.1 所示）：
由上表可见，大气上界的太阳辐射强度在一年中变动于+3.4％—-3.5％之间。如 果略去其它因素的影响，北半球的冬季应当比南半球的冬季暖些，夏季则比南半 球凉些。但因其它因素的作用，实际情况并非如此。 2.太阳高度
太阳高度是决定天文辐射能量的一个重要因素。 利用天球的地平坐标和赤道坐标 来表示太阳在天球上的位置， 用球面三角公式可以求出任意时刻太阳高度的表达 式如下 sinh=sin? sinδ＋cos? cosδcosω （6·3） （6·3）式是计算太阳高度角的基本方程，式中 h 为太阳高度，? 为所在地的纬 度。δ 为太阳赤纬，赤纬在赤道以北为正，在赤道以南为负，一年内在北半球 夏至日 δ 为+ 23°27′， 冬至日为－23°27′， 秋分日 δ=0°。 为时角， 春、 ω 在一天中正午时 ω=0°，距离正午每差 1 小时，时角相差 15°，午前为负值， 午后为正值。 由第二章（2·15）式已知，在太阳高度为 h 时，单位面积上所获得的太阳能为 Isinh。再考虑到日地距离的影响，那么每单位时间落到大气上界任意地点的单 位水平面上的天文辐射能量为
由 （6.5） 式可以求出任一地点、 任一天太阳辐射在大气上界流入量 （天文辐射） 的日变化，以及一年中任一天白昼时任一时刻，地球表面水平面上天文辐射的分 布。 3.白昼长度 指从日出到日没的时间间隔。日出和日没太阳正好位于地平圈上，太阳高度 h=0°，以-ω0 为日出的时角，ω0 为日没的时角，根据（6·3）式可以求得 sinh=sin? sinδ＋cos? cosδcosω0=0 cosω0=－tg? tgδ (6·6） 因日出、日没的时角绝对值相等，所以 2ω0 就是白昼长度，也就是天文辐射中 的可照时间。它是随地理纬度和太阳赤纬而变化的。 要计算任一地点在一天内，1m2 水平面上天文辐射的总能量，可按下式推算。由 （6·5）式可知
考虑到时间 t 与时角 ω 具有如下关系
式中 T 为 1 日长度（24h=1440min）将上式代入（6·5）′式，则
对（6·7）式从日出到日没，即从-w0- +w0 进行积分，于是得到
上式中
=458.4，太阳赤纬 δ，日地相对距离 ρ 和时角 ω0 都可由天文年历中
查得，因此根据（6·8）式可以计算出某纬度? 在某日（查出该日的 ρ、δ 和 ω0）天文辐射的日总量 Qs。 （二）天文气候 由（6·8）式计算出的若干纬度上天文辐射的年变化如图 6·2 所示。

全球天文 辐射的立体模式如图 6·3 所示。北半球水平面上天文辐射的分布则如表 6·2 所示。
从上列图表中可以看出，天文辐射的时空分布具有以下一些基本特点，这些特点 构成了因纬度而异的天文气候带。在同一纬度带上，还有以一年为周期的季节性 变化和因季节而异的日变化。 （1）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的。就表 6·2 看来，全球获得天文 辐射最多的是赤道，随着纬度的增高，辐射能渐次减少，最小值出现在极点，仅 及赤道的 40％。这种能量的不均衡分布，必然导致地表各纬度带的气温产生差 异。地球上之所以有热带、温带、寒带等气候带的分异，与天文辐射的不均衡分 布有密切关系。 （2）夏半年获得天文辐射量的最大值在 20°—25°的纬度带上，由此向两极逐 渐减少，最小值在极地。这是因为在赤道附近太阳位于或近似位于天顶的时间比 较短，而在回归线附近的时间比较长。例如在 6°N 与 6°S 间，在春分和秋分附 近，太阳位于或近似位于天顶的时间各约 30 天。在纬度 17.5°—23.5°的纬度 带上，在夏至附近，位于或近似位于天顶的时间约 86 天。赤道上终年昼夜长短 均等，而在 20°—25°纬度带上，夏季白昼时间比赤道长，这是“热赤道”北 移（就北半球而言）的一个原因。又由于夏季白昼长度随纬度的增高而增长，所 以由热带向极地所受到的天文辐射量，随纬度的增高而递减的程度也趋于和缓， 表现在高低纬度间气温和气压的水平梯度也是夏季较小。 （3）冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。随着纬度的增高，正午太阳高 度角和每天白昼长度都迅速递减， 所以天文辐射量也迅速递减下去， 到极点为零。 表现在高低纬度间气温和气压的水平梯度也是冬季比较大。 （4）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年而有不同，而且在同一时间内随纬 度亦有不同。在两极和赤道附近，天文辐射的水平梯度都较小，而以中纬度约在 45°—55°间水平梯度最大，所以在中纬度，环绕整个地球，相应可有温度水平 梯度很大的锋带和急流现象。 （5）夏半年与冬半年天文辐射的差值是随着纬度的增高而加大的。表现在气温 的年较差上是高纬度大，低纬度小。再从图 6·2 和图 6·3 上可以看出，在赤道 附近（约在南北纬 15°间），天文辐射日总量有两个最高点，时间在春分和秋 分。在纬度 15°以上，天文辐射日总量由两个最高点逐渐合为一个。在回归线 及较高纬度地带，最高点出现在夏至日（北半球）。辐射年变化的振幅是纬度愈 高愈大，从季节来讲，则是南北半球完全相反。
（6）在极圈以内，有极昼、极夜现

象。在极夜期间，天文辐射为零。在一年内 一定时期中，到达极地的天文辐射量大于赤道。例如，在 5 月 10 日到 8 月 3 日 期间内，射到北极大气上界的辐射能就大于赤道。在夏至日，北极天文辐射能大 于赤道 0.368 倍，南极夏至日（12 月 22 日）天文辐射量比北极夏至日（6 月 22 日）大。这说明南北半球天文辐射日总量是不对称的，南半球夏季各纬圈日总量 大于北半球夏季相应各纬圈的日总量。相反，南半球冬季各纬圈的日总量又小于 北半球冬季相应各纬圈的日总量。这是日地距离有差异的缘故。 二、辐射收支与能量系统 太阳辐射自大气上界通过大气圈再到达地表， 其间辐射能的收支和能量转换十分 复杂，因此地球上的实际气候与天文气候有相当大的差距。 （一）辐射能收支的地理分布 地-气系统的辐射能收支差额（RS），可按第二章（2.23）式计算 Rs（Q＋q）（1—a）＋qa－F∞ （2.23） 式中 Q 和 q 分别为到达地表的太阳直接辐射和散射辐射，合称总辐射 Q0，a 为地 表的反射率，qa 为大气所吸收的太阳辐射能，F∞ 为包括透过大气的地面辐射和 大气本身向宇宙空间放射的长波辐射，又合称长波射出辐射。在（2.23）式中收 入部分为短波辐射，支出部分为长波辐射，Rs 又称净辐射。 根据实际观测，到达地表的年平均总辐射（W/m2）如图 6·4 所示。由图可见， 年平均总辐射最高值并不出现在赤道，而是位于热带沙漠地区。例如在非洲撒哈 拉和阿拉伯沙漠部分地区年平均总辐射高达 293W/m2，而处在同纬度的我国华南 沿海只有 160W/m2 左右。 再例如美国西部干旱区年平均总辐射高达 239—266W/m2， 而其附近的太平洋面只有 186W/m2 左右。空气湿度、云量和降水等的影响，破坏 了天文辐射的纬圈分布，只有在广阔的大洋表面，年平均总辐射等值线才大致与 纬线平行，其值由低纬向高纬递减，在极地最低，降至 80W/m2 以下。
根据美国 NOAA 极轨卫星在 1974 年 6 月至 1978 年 2 月，共 45 个月，扫描辐射仪 的观测资料， 经过处理分析， 绘制出在此期间全球地-气系统冬季 （12、 2 月） 1、 和夏季（6、7、8 月）的平均反射率、长波射出辐射（W/m2）和净辐射（W/m2） 的分布图，图中反映出，在极地冰雪覆盖区地表反射率最大，可达 0.7 以上。其 次在沙漠地区反射率亦甚高，常在 0.4 左右。大洋水面反射率较低，特别是在太 阳高度角大时反射率最小，小于 0.08。但如洋面为白色碎浪覆盖时，反射率会 增大。 地-气系统的长波射出辐射 F∞ 以热带干旱地区为最大，夏季尤为显著。如北非 撒哈拉和阿拉伯等地夏季长波射出辐射达 300W/m2 以上。极地冰雪表面 F∞

值最 低，冬季北极最低值在 175W/m2 以下，南极最低值在 125W/m2 左右。 在地-气系统净辐射的分布图可见，除两极地区全年为负值，赤道附近地带全年 为正值外，其余大部分地区是冬季为负值，夏季为正值，季节变化十分明显。 就全球地-气系统全年各纬圈吸收的太阳辐射和向外射出的长波辐射的年平均值 而言（图 6·5），对太阳辐射的吸收值，低纬度明显多于高纬度。这一方面是 因为天文辐射的日辐射量本身有很大的差别，另一方是高纬度冰雪面积广，反射 率特别大， 所以由热带到极地间太阳辐射的吸收值随纬度的增高而递减的梯度甚 大。在赤道附近稍偏北处因云量多，减少其对太阳辐射的吸收率。 就长波射出辐射而言，高低纬度间的差值却小得多。 这是因为赤道与极地间的气温梯度不完全是由各纬度所净得的太阳辐射能所决 定的。通过大气环流和洋流的作用，可缓和高、低纬度间的温度差（后详）。长 波辐射与温度的 4 次方成正比，南北气温梯度减小，其长波辐射的差值亦必随之 减小。因此在图 6·5 上所呈出的长波射出辐射的经向差距远比所吸收的太阳辐 射为小。
从图 6·5 中可明显地看出，在低纬度地区太阳辐射能的收入大于其长波辐射的 支出，有热量的盈余。而在高纬度地区则相反，辐射能的支出大于收入，热量是 亏损的。 这种辐射能收支的差异是形成气候地带性分布，并驱动大气运动，力图使其达到 平衡的基本动力。 （二）地面能量平衡 当地面收入短波辐射能大于其长波支出辐射，辐射差额为正值时，一方面要升高 温度， 另一方面盈余的热量就以湍流显热和水分蒸发潜热的形式向空气输送热量， 以调节空气温度， 并供给空气水分。 同时还有一部分热量在地表活动层内部交换， 改变下垫面（土壤、海水等）温度的分布。当地面辐射差额为负值时，则地面温 度降低，所亏损的热量由土壤（或海水等）下层向上层输送，或通过湍流及水汽 凝结从空气获得热量， 使空气降温。 根据能量守恒定律， 这些热能是可以转换的， 但其收入与支出的量应该是平衡的，这就是地面能量平衡。地面能量平衡决定着 活动层以及贴近活动层空气的增温和冷却，影响着蒸发和凝结的水相变化，是气 候形成的重要因素。 地面能量平衡方程可写成下列形式 Rg＋LE＋Qp＋A=0 （6·9） 式中 Rg 为地面辐射差额，LE 为地面与大气间的潜热交换（L=蒸发潜热，E=蒸发 量或凝结量），Qp 为地面与大气间湍流显热交换，A 等于地面与下层间的热传输 量（B）、平流输送量（D）两者之和。 （6·9）式中，地面得到热量的各项为正值，地面失去热量的各

项为负值（图 6·6）。在形成地面能量平衡中，这四者是最主要的，其它如大气的湍流摩擦使 地面得到的热量，植物光合作用消耗的能量，以及与地面温度不同的降水使地面 得到或损失的热量等，数值都很小，一般可以忽略不计。在组成地面能量平衡的 四个分量中，由于辐射差额有明显的昼夜变化和季节变化，因此其它分量也发生 类似的周期性变比，而这种变化又因纬度和海陆分布而不同。地面净辐射的地理
分布形势已经远较天文辐射为复杂， 而其它分量如地面蒸发失热的年总量分布及 地-气显热交换的分布，则更为复杂。
海洋和大陆表面热量平衡各分量的纬度年平均分布如图 6·7 和图 6·8 所示：
（三）全球能量级联 太阳辐射在全年投射到整个地球大气圈上界的总能量，在日地平均距离处，等于 在太阳直射下以地球平均半径 r 为大圆的表面所获得的总能量，即为 Ig0πr2， I0=1370W/m2，地球赤道半径为 6378.140km，极半径为 6356.755km。由此求得此 总能量为 175000×1012W，进入地球大气圈到达下垫面后，被大气和下垫面直接 反射回宇宙空间 53000×1012W（占 30％），下垫面吸收太阳辐射而增温，再转 换成长波红外辐射放射出 75000×1012W（占 43％）的能量。下垫面通过蒸发将 水汽和潜热能输送给大气，在大气中通过一定过程凝云致雨，再下落至地面成为 径流，耗去潜热能 39000×1012W（占 22％）。地-气能量交换中耗于风、波浪、 对流、平流等的能量（参见图 6·9）为 370×1012W。到达下垫面的太阳能还被 耗于： ①植物光合作用为 40×1012W； ②有机体腐烂； ③潮汐、 潮流等， 3×1012W； ④对流、火山和温泉的能量为 0.3×1012W；⑤原子能、热能和重力能等等。在图 6·9 的下部方框内，表示与地表生命活动密切有关的能量级联。 由图 6·9 可见，太阳辐射能是整个气候系统的主要能源。在太阳辐射能的驱动 下，通过气候系统内部的相互作用，产生能量的交换和转移。这种相互作用在不 同时间尺度内进行。例如在暖季晴天的上午，在强烈阳光照射下，水面有大量水 汽蒸发，气流上升将水汽输送至上空，在天气条件适合时，下午就可以形成云和 降水，从下垫面带去的潜热和位能，很快就释放出来。树木在太阳能供应下，通
过光合作用，构成其机体组织。后经死亡腐烂，埋藏在地下，经过漫长的地质时 期形成煤，人们用煤燃烧释放出光和热，这是经过漫长时间太阳能转换的实例。 虽然太阳能储存和释放的时间尺度不同，它们对气候都产生显著的影响。 （四）全球能量平衡模式 综上所述，可以概括出一年中全球能量平衡模式如图 6·10 所示。从

短波辐射来 讲，太阳辐射在地球表面大气上界单位时间、单位面积上的平均值 i 应为 i=I0πr2/4πr2 （6·10） 式中 I0πr2 即如前所述太阳到达大气上界的总能量，4πr2 为地球表面积。由 （6·11）式算出 i=342.8W/m2。为了论述简便，将此值算做 100 个单位，此 100 个单位进入大气圈时被大气吸收了 18 个单位（主要是被水汽、臭氧、微尘、CO2 等选择吸收） 云滴吸收 2 个单位， ， 二者共吸收 20 个单位。 云层反射 20 个单位， 大气散射返回宇宙空间 6 个单位，地面反射 4 个单位，地-气系统共反射 30 个单 位（又称地球反射率）。地面吸收直接辐射 22 个单位、散射辐射 28 个单位（其 中来自云层漫射 16，大气散射 12），合计吸收总辐射 50 个单位。
图 6·9 全球能量级联（energy cascade）图 地面因吸收总辐射而增温。根据全球年平均地面温度 T，其长波辐射能量 Eg=δσT4（见 2·12 式）相当于 115 个单位。地面长波辐射进入大气圈时有 109 个单位为大气（主要为 CO2、水汽、云滴等）所吸收，只有 6 个单位透过“大气 窗”逸入宇宙空间。
大气吸收了 20 个单位的太阳辐射和 109 个地面长波辐射而增温，它本身也根据 其温度进行长波辐射。大气和云长波辐射一部分为射向地面的逆辐射，其值相当 于 95 个单位，另一部分射向宇宙空间为 64 个单位（其中大气 38，云层 26 个单 位）。因此通过辐射过程，大气总共吸收 129 个单位，而大气长波辐射支出 95 ＋64=159 个单位。全球大气的年平均辐射差额为-30 个单位。这亏损的能量，由 地面向大气输入的潜热 23 个单位和湍流显热 7 个单位来补充，以维持大气的能 量平衡。
图 6·10 地球能量平衡模式 整个地球下垫面的能量收支为±145 个单位，大气的能量收支为±159 个单位， 从宇宙空间射入的太阳辐射 100 个单位，而地球的反射率为 30 个单位，长波辐 射射出 70 个单位， 各部分的能量收支都是平衡的。 这些估算的数值是很粗略的， 它们仅仅提供一个地-气系统中能量收支的梗概。这里因为是全球全年平均，季 节变化和地区间的能量输送都被略去。在这种能量收支下，形成并维持着现阶段 的地球气候状态。

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