第三章地球大气系统的能量平衡102

•
•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。
• 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。
6 7月份最大值在热带大陆上和热带的阿拉伯海的北部。
（3）地表面与大气间的潜热输送
1 潜热输送发生在：土壤表面，自由水面，冰雪表 面等不断有蒸发过程向大气输送能量；植物根系向 上通过蒸腾向大气释放能量。 2 决定陆面蒸散的主要因子是：到达地表的辐射，
同时环境因子，如地表湿度，空气饱和差，土壤 湿度和风速等气象因子影响潜热输送。 3 地理分布： • 在海陆分布处，潜热输送相差很大； • 陆面上：潜热输送和气候条件有关，在充分湿润区潜 热输送主要决定于辐射平衡大小；在不充分湿润区，因 土壤水分供应不足，潜热输送与气候干旱程度成正比 。
潜热年总量输送： •大陆表面潜热年总量输送占陆地辐射平衡的 54%；洋面潜热年总量输送占洋面辐射平衡的 90%， •洋面上潜热年总量输送比陆面大3倍。 •全球表面年平均潜热输送占辐射平衡的84%，
•因此，地--气系统间的能量交换主要是通过潜 热来完成的。
（4）地表面与大气间的感热输送
1 陆地和海洋表面温度与低层大气的温度不 相等，两者之间产生感热交换进行能量输送。
地-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。
• 地气系统辐射平衡有正有负： 就年平均而言，中、低纬度一般为正值，
其它纬度为负值，
就月平均而言，夏季为负值，冬季月份 为正值
年变化：12月份到3月份， 辐射平衡为正值；4月 份到8月份辐射平衡为负值。
2 地理分布： • 陆地上，感热输送由高纬度向低纬度增加， 最大值出现在热带沙漠地区，随气候湿润度 的增加而减小。 • 在大于南、北纬40o地区，感热输送在一年 中改变方向：冬季地表面通过感热交换从大 气获热量。
3.4 地球-大气系统能量平衡模式
地球能量平衡模式基本由三个部分组成：
• 入射太阳辐射在地球、大气内部的分布及
（3）地表面与大气间的潜热输送
•干旱区，潜热输送较小。 • 在全球范围内，海洋上潜热输送的变化很大， 在赤道附近，由于云量增加和温度升高，潜热 输送比热带海面略有减少。 • 海洋上，潜热输送的带状分布被破坏的主要原 因在于： 冷暖海流的分布 引起的。海洋上辐射 净收入除潜热输送外，同时也消耗于海流的水 平输送， 海洋上潜热输送年总量大小决定于秋、冬季节； 陆地上冷季的潜热输送小于暖季。
图 不同纬度带辐射平衡的年变化
• 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 带要大一些?。
大气辐射平衡变化规律
大气辐射平衡由三个分量组成：
大气吸收的短波辐射、
地面有效辐射、 以及长波逸出辐射
大气辐射收支净通量 总是负值。
北半球：
• 大气辐射平衡年总量随纬度的增加，从赤道 （-2345MJ.M-2）到25°N（-2093MJ.M-2）绝对值略 有减少。然后又开始增加，直到60 °N附近绝对值达 到最大，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 值，其辐射净亏损2512MJ.M-2
南半球：• 大气辐射净亏损由赤道-南极圈附近呈增加， 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)。
经向非对称性
绝对值
• 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。
C0 C0
模的B洋s流进行H能s量的水L平(输E送。 r ) CA C
（1） 地表面热量平衡的纬圈年平均分布
• 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。
现代气候学原理
第三章 地球-大气系统的能量平衡（6）
内容简介 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。
3.1 能量平衡基本方程 3.2 辐射平衡的变化特征 3.3 全球热量平衡 3.4 能量经向调整 3.5 辐射加热率和辐射冷却率 3.6 温室效应
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， 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 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 阳辐射比午前减小）；
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。
地表长波被大气吸收部分 u ' (1 )U
F U U 大气向宇宙空间逸出的长波辐射
BA q' F F
整层大气的净辐射通量 = 大气层吸收的 短波辐射净通量 q′+ 地面向上长波辐射净通 量u + 地面和大气层向宇宙空间逸出的长波 辐射净通量F。
B• A地 q-'--u气' 系G统U辐射平衡Bs： uB' S(1' D )UG Rs Rl U
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， 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；
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；
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。
那曲
夏季晴天辐射平衡各分量的平均日变化曲线
就全球平均而言：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。
辐射源
过渡带
辐射汇
• 由赤道到南北纬10-15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）； • 由近赤道带至南北纬35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； • 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； • 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 大规模环流发生调整。
• 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。
应保持平衡，
s
Ss 4
(1
As )
Fs
热量平衡方程
• 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。
（2）热量平衡的地理分布
1 从大陆到海洋，辐射平衡等值线在沿海出现 中断: 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。 陆地上： 2 陆地表面年辐射平衡最大值出现在潮湿的热带地
区， 年辐射平衡值随纬度略呈带状分布，但是在 许多地区由于湿润条件不同，使带状特征破坏了。 3 在热带、副热带沙漠和干旱气候条件下，由于地 面温度高，云量少，空气干燥，地表反照率大， 致使吸收辐射减少而长波辐射增加，年辐射平衡 值较小。
辐 射 平 衡 有 明 显 的 年 变 化
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。
在北半球不同地 区，辐射平衡最 大值出现在6、7 月份，最小值在 冬季；
随纬度增加，辐 射平衡年变化振 幅逐渐减小， 正 辐射平衡持续时 间减少；
转换； • 地-气系统长波辐射及其转换； • 非辐射过程的能量输送。
表3.11 地气系统、大气层和地表面能量收支
太阳常数 行星发照率30% 全球地表反照率30% 地表温度288k 大气温度250K
表3.12 模式中各能量收支的比较
• 到达大气上界的太阳辐射100，其中，空气反射6，地表反射4，云反射20，空 气吸收16，云吸收3，地表吸收51。 • 地表向上的长波辐射114，其中宇宙空间红外6，大气吸收108。 • 大气向外长波157，其中宇宙空间64，地表93，大气因吸收和放射长波亏损
图 不同地区夏季晴天辐射平衡平均日变化的比较
G
白天，云存在和云量增加， 将引起总辐射 and有效辐射减少；夜间，云的存在将使有效 辐射出现减小趋势。
各分量日变化振幅比晴天要小，阴天直接太阳辐 射为零，总辐射完全由天空散射辐射构成 ，阴天大 气逆辐射增大， 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 在少云的白天,辐射平衡都比晴天要大?
FB Q(U1 A)UF
B
BA
qF'
F
F
Bs Q(1 A) q' F Bs Qs (1 As ) Fs
考虑到地球截获阳光的面 积与发射长波辐射的全球 表面积之比，
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
Bs
Ss 4
(1
As ) Fs
B 0 全球多年平均而言，地气系统的辐射
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LA； 大气中水汽的水平输送Cv。
地气系统：Bs H s LA Cv CA C0 年平均：Bs L(E r) CA C0 陆地：Bs L(E r) CA
全球长期平均：Bs 0
3.2 辐射平衡变化规律
地表辐射平衡变化规律
热量平衡方程
净辐射 = 地表和大气间感热交换 + 潜热交换 + 地表与下层能量交换 + 地表下能量 水Leabharlann Baidu输送
B P LE H C0 陆地表面： B P LE H
年平均：B P LE 沙漠地区： B P 海洋表面： B P LE C0
大气: BA H A CA Lr P 年平均: BA CA Lr P 地气系统: Bs H s L( E r ) CA C0
4 海洋上：辐射平衡呈带状分布，在所有无冰的海洋 上辐射平衡年总量都是正值；在冷暖海流影响的海 域，辐射平衡的带状分布有偏差；在热带海洋上， 年辐射平衡变化比较小，从低纬度到高纬度辐射平 衡急剧减小。
5 零值辐射平衡等值线的南北界限： 陆地上—一月份零值等值线与北纬40平行； 海洋上—一月份零值等值线与南北纬45平行。
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B衡各分P量之间L的关E系 H C0
陆地表面 海洋表面
海间B B B B B B B BB B B B B B B洋的陆间B B B B B B BsA AsA A表感地的A A面 热表 感P P P P PP P P P 净和H 面热C H H C P P P P PH辐潜净和C H A sA 射热sA辐潜ALLLLALLL的交A射热LLLLE E E E年换E E E的交LLLC LE E E EC 盈来年换(Lr(C r余调AE盈来AErC H H 除整C AH 余调C H H 由外0P 可整0P洋，0P r由。rL面)L地C 还)L和r表rC 通0大r和过C 0C气大大PAP 之A气规P之
3.1 能量平衡基本方程 辐射平衡方程
. 地表面辐射平衡项B：
B S ' D G Rs Rl U B Q(1 A) F B F 夜间或冬季
B: 正值表示地面是热源； 负值表示地面是热汇（冷源）。
.大气辐射平衡BA：
逸出宇宙空间的 大气逆辐射 大气辐射
BA q' u' G U