第3讲：热量平衡

：近地层气温的垂直梯度
近地层（50-100m）气温的垂直梯度
• 垂直梯度> 0，即温度随高度增加，近地层大气处
于稳定状态，湍流热通量方向由大气指向下垫面， P < 0；污染物不易扩散，易造成严重污染天气 • 垂直梯度< 0，近地层大气处于不稳定状态，湍 流热通量方向由下垫面指向大气，P > 0 • 垂直梯度= 0，近地层大气处于中性层节状态，P =0
A=F+H
L=(2500-2.4 t)×103（焦耳/千克）
在方程中未考虑：
• 地面上冰雪融解时消耗的热量或者水冻结时放出的热量； 就长年平均情况看，与方程中主要项目比都是相当小的， 但在中高纬度地区的春季融雪期，则必须考虑所消耗的 融解热对该地区热量平衡的影响 • 因降水（水滴的温度不等于下垫面的温度）而引起的热 量交换和植物光合作用所消耗的热量等。该项通常比热 量平衡的主要项目小得多，可以不考虑它们的作用。
平均而言，每年入射地球的太阳辐射约30%由地球和大 气反射和散射回太空，其中三分之二是云反射的，其余 部分则被地面反射和被各种大气成分所散射。
地气系统的有效辐射
• Qf = （大气长波辐射-大气逆辐射）+ 逸散 到大气外的地表长波辐射，取决于地表和大 气温度： • 即，长波辐射（U） = T04
来源： 《科学》杂志（科学 美国人中文版）
全球变暖使大气水汽（蒸发潜热）增加
• 自1976年以来，陆地和 海洋表面的比湿（水汽 含量）普遍增加，这与 温度偏高具有密切联系 • 自1988年到2004年，全 球海洋上空整层水汽以 每十年1.2±0.3%(95％ 置信度)的速度增长 • 现有资料证实近20年来 全球对流层上层的比湿 增加
地－气系统的热量平衡：指单位面积下垫面活动层 （即没有明显温度季节变化深度以上）起向上直到
大气上界整个气柱的热量收支相等时的状况。
就整个地球，地气系统的能量呈准平衡状态
• 就整个地球来说，地-气系统的热状况随时间并没有明显变化， 整个系统辐射能的收入和支出，处于一种准平衡状态 • 对于不同纬度带而言，辐射收支情况不同。例如，北半球在北纬 35°以南范围内的全年辐射差额为正，35 °以北范围内为负。 要使各纬度带呈能量平衡，则低纬度地带所净得的辐射能量必须
地球表面的热量平衡方程
Qd = LE + P + A Qd：地表辐射差额（热量）
L：蒸发潜热；E：水汽蒸发或凝结量
P：地面与大气之间的湍流热通量 （显热/感热通量）
H
A：地面与其下层（土壤或水）之间 的热通量，包括垂直交换量H 和水 平输送量F
蒸发潜热：在温度（t）保持不变的情况下， 使单位质量的液态水全部蒸发，变为水 汽所需消耗的热量：
– 白天：B = Q(1- ) – F – 夜间： B = - F （因为夜间直接辐射和天空散射辐射为0）
到达地表的太阳辐射总量
Qd = ·Q + D ：大气透过率 Q：某纬度上每日 的天文太阳辐射 总量（见） D：天空散射辐射
不同太阳光谱在大气中被吸收情况
到达地表的太阳辐射年总量
各种下垫面的反射率
– = 地面或大气的相对辐射系数，一般取值0.95 – = 斯蒂芬-布尔兹曼常数，等于5.16 W cm-2度-4
–T0 = 地面或大气温度（绝对温度K）
地气系统释放到空间的长波辐射量（1月份）
全球辐射差额随纬度的变化
年平均太阳辐射和长波辐射随 纬度的变化。低纬度地区吸收 的短波辐射大于损失的长波辐 射（净辐射为正），高纬度地 区相反。
• 白天：地面获得正值辐射，通过
蒸发、湍流交换、土壤热交换等
方式将热量传递给大气和土壤深 层。各分量在中午前后达到极大
– ρ为某时刻日地距离与平均日地距离的比值；
– 为地理纬度；δ为太阳赤纬（地球赤道面与太阳-地球中心连线之 间的夹角，在+23 °26′与-23 °26′ 之间）
• 主要决定于2个指标：地理纬度和太阳赤纬（季节）
MJ/m2
天文辐射总量随纬度的变化
地-气系统的反射率
• 反射率：
– 从非发光体表面反射的辐射与入射到该表面的总辐射之比，它
是表征物体表面反射能力的物理量。
– 绝对黑体的反射率为0，纯白物体的反射率为1，实际物体的反 射率介于0与1之间，可用小数或百分数表示
• 整个地-气系统的反射率约为30％，即约有30％的太阳辐
射能被反射回太空：其中三分之二是云反射的，其余部 分则被地面反射和被各种大气成分所散射。
全球太阳辐射的30%被反射，70%被地气系统吸收
湍流交换产生的热通量（感热/显热，sensible heat flux）
T P aC p K H Z
a：空气密度（1大气压下：1290g/m3）
Cp：空气定压比热（ 1大气压下：1.0048J/g· ℃） KH：热量湍流系数，受距离地面高度、下垫面 粗糙度和大气层节等因素影响
T Z
地表热量差额的解释
• 当Qd为：
– 正值时，地面通过湍流热交换、蒸发耗热和土壤热交换等方式把 热量传递给周围大气和土壤内部
– 负值时，地面从大气和土壤内部获得热量以达到本身的热量平衡
• 根据不同下垫面，LE 和A可作相应的修改，例如：
– 在陆地土壤中的平均水平温度梯度很小，水平输送量F 接近于0， A 等于垂直交换量H – 在海洋水平和垂直热交换量都很明显，因此，A = F + H – 对于蒸发接近于零的沙漠地区来说，潜热LE = 0。 – 对全年平均来说﹐不论那种下垫面，垂直交换H 都等于0
受下垫面的物理性质，即颜色、粗糙度、土壤湿度等影响
反射率还受太 阳高度角的影 响，随时间发 生变化
地面辐射差额时空变化特征
• 辐射差额的日变化特征：辐射差额最大值出现在正午 以前，最小值出现在傍晚，一天有两次通过零点，一 次在日出后，一次在日落前（太阳高度角约10~15度）
• 辐射差额年变化特征：辐射差额夏季为正，最大为6 月，即接受的太阳辐射大于长波辐射；最小值在12月
太 阳 辐 射 量Βιβλιοθήκη 长 波 辐 射 逸 散 量
地-气系统的辐射平衡
大气外层：
问题：各层收支平衡吗？
343 W m-2
大气层：
地表层：
343 W m-2
大气层 吸收：19+ 4+106+7+24 =160 释放：40+20+100 =160
地面：46+100=115+7+24
能量失衡 气溶胶增加的反射不及 温室气体吸纳热辐射的 抵消作用，其结果是造 成了众所周知的毯子变 厚效应（大气热焓量增 加），它们使更多的热 量返回到地面，而不是 让其逸入太空，因此地 球辐射到太空中的能量 较之于从太阳吸收的能 量要少。其多余的能量， 大约为每平方米1瓦使地 球逐渐变暖，让冰融化。
IPCC，2007
1955-2005年全球海洋热容量变化
• 在1961年到2003年期间 ，0-3000米海洋层已吸收 约14.1×1022J的热量，等 于地球表面平均每平米加 热0.2W • 1993-2003年，0-700米海 洋层的相应变暖速度要高 一些，约为 0.5±0.18Wm–2 • 相对于1961-2003年， 1993-2003年的变暖速度 较高，但是在2004-2005 年，与2003年相比，出现 了一些冷却情况
IPCC，2007
全球变暖与地球系统中不同组分内能/热焓量变化
• 兰柱是指1961年至2003 年；紫柱是指1993年至 2003年。 • 正的内能变化意思是储 存的能量有所增加 • 即海洋中的热容量、冰 或海冰数量减少而带来 的潜热、大陆中的热容 量(不包括永冻层变化而 带来的潜热)、大气中的 潜热和感热及潜能和动 能)。 • 所有误差估值均为90% 的信度区间。
潜热交换产生的热通量(latent heat flux)
q LE L a K w Z
a： 空气密度
L： 蒸发潜热 Kw： 水汽湍流系数 q ： 近地层空气比湿的垂直梯度 Z
近地层空气比湿的垂直梯度
• 垂直梯度> 0，湿度随高度增加，下垫面因 水汽凝结而获得热量，LE < 0 • 垂直梯度< 0，近地层湿度随高度降低，下 垫面因水汽蒸发而失去热量， LE > 0 • 垂直梯度= 0，下垫面无蒸发也无凝结， LE =0
Qds＝（1－α） • Q－Qf
• • • • Qds = 辐射平衡、净辐射 α = 地-气系统的反射率 Q = 到达大气上界的太阳辐射量，天文太阳辐射 Qf = 逸散辐射，即通过大气上界向太空放出的 长波辐射
天文太阳辐射总量
• 某纬度上每日的天文太阳辐射总量（ Q）可用下式表示：
– T为一昼夜时间；ω0为日没时的时角，ω为太阳时角 – I0为太阳常数[1.96(±0.01)卡/(厘米2‧分)或1367(±7)瓦/米2]；
• 方程： B = S + D + G – Rk – Rg - U
• 设短波、长波的反射率为、’，则：
B = (S + D)(1- ) + G (1- ’) - U (S + D)为到达地面的总辐射 (Qd)， G (1- ’) 是地面吸收的大气逆辐射
• 设F = G (1- ’) – U，即地面长波辐射差额，方程可简化为：
通过大气环流和大洋环流以各种形式输送到高纬度地带和极地去
• 在陆地上，水圈的水平热通量F = 0；全球平均，热焓量的变化量 Hs = 0 。对于整个地球来说，蒸发(E) = 降水（r） ，而且大气的
水平热通量Fa = 0，所以整个地-气系统的热量平衡具有非常简单
的形式，即Qds = 0
地气系统反射 的太阳辐射
• 辐射差额随纬度变化特征：大致在纬度39度，地面辐 射差额为零；超过39度小于零，即接受的太阳短波辐 射小于长波辐射；小于39大于零，即接受的太阳短波 辐射大于长波辐射