地球大气系统的能量平衡

（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 气候的干旱程度成正比 。
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。
地-气系统系统辐射平衡变化规律 （1）地气系统辐射平衡由两部分组成：
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?
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；
图 不同纬度带辐射平衡的年变化
辐射源：吸收辐射赤道大，两极小； 长波射出辐射随纬度变化小； 赤道附近年平均辐射过剩； 辐射汇：两极地区辐射不足。
•感热输送是主要的分量； •潜热经向输送量小； •20o-30o副热带感热净通量大； •在全球辐射收支的经向调整中，大气的极向输送占重要作用
3.5 辐射加热率和辐射冷却率
3.6
1、在洋面上受天文因子的影响，年辐 射差额一般具有带状分布的特征，并随 纬度的增高而减小。
2、地面年辐射差额在海岸附近有突变 现象，就是这个缘故。
3、在大陆上还由于地面干湿程度、云 量和降水量的不同，也使同纬度地带年 辐射差额不相同。
（2）热量平衡的地理分布
（3）地表面与大气间的潜热输送
。地---气系统辐射平衡Bs：
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
Bs
全球多年平均而言，地气系 统的蝮蛇平衡应保持平衡，
Ss 4
Ss 4
(1 As ) Fs
Bs 0 (1 As ) Fs
那曲
夏季晴天辐射平衡各分量的平均日变化曲线
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；Biblioteka Baidu
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）；
•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%；洋面的潜热输送使陆面的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。
全球长期平均： B
3.2 辐射平衡变化规律
地表辐射平衡变化规律
地表辐射平衡时气候形成主要因子之一，它在 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。
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；在热带纬度海洋上，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。 6 7月份最大值在热带大陆上和热带的阿拉伯 海的北部。
• 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、 大气辐射收支净通 以及长波逸出辐射 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
在夏季晴天辐射平衡的形成中，直接太阳辐射具有 决定性的作用； 辐射平衡正值和负值转变时间与日出何日没时间不一 致（短波吸收辐射、有效辐射）；
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。
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。
年平均: BA C A Lr P
地气系统: Bs H s L ( E r ) C A C0
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：B
年平均：B 陆地：B
s s s s
H s LA Cv C A C0 L( E r ) C A C0 L( E r ) C A 0
•潜热年总量输送： •大陆表面占陆地辐射平衡的54%；洋面占洋面辐 射平衡的90%， •洋面上比陆面大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。 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。
3.3 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
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
93 157
138
表3.12 模式中各能量收支的比较
3.4
能量的经向调整
（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。
二、热量平衡方程
净辐射 = 感热交换 + 潜热交换 +
地表与下层能量交换 + 地表下能量水平输送
B P LE H C0 陆地表面：B P LE H 年平均： P LE B 沙漠地区：B P 海洋表面：B P LE C0
大气:
BA H A C A Lr P
现代气候学原理
第三章 地球大气系统的能量平衡
主要内容 3.1 3.2 3.3 3.4 3.5 能量平衡基本方程 辐射平衡的变化特征 全球热量平衡 能量经向调整 辐射加热率和辐射冷却率
3.6
温室效应
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
• 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。
• 就年平均而言，中、低纬度一般为正值，其
余纬度为负值，
• 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。 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。
图2、6 地气系统辐射平衡的平均经向分布
Vonder Hear, 1968 p158
3.4
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
（1） 地表面热量平衡的纬圈年平均分布
•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。 •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。
（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。
'
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B
地表长波被大气吸收部分 u
A：
BA q u G U
' '
(1 )U F U U
'
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F + 地面和大气层向宇宙空间逸出的长波 辐射净通量F。
温室效应
作业思考题
• • • • • • • • • 掌握地表、大气和地气系统的能量平衡方程及其表达的物理意义？ 掌握地表、大气和地气系统的热量平衡方程及其表达的物理意义？ 地表和大气年平均辐射平衡的基本特征？为什么？ 地-气系统辐射平衡年平均纬度分布特征？ 辐射源、过渡区、辐 射汇？ 全球陆地和海洋与大气的感热输送、潜热输送、水平输送的基本 特征？有何不同？ 理解地球-大气系统的能量平衡模式的三个组成部分之间的能量 转换？ 掌握能量的经向调整的输送过程中， 海洋和大气的作用？ 辐射加热和辐射冷却？在不同高度的大气中大气成分在其中的作 用？ 行星地球有效温度或辐射平衡温度、地表温度、大气温度 的求 算物理过程和表达式。
（4）地表面与大气间的感热输送
（4）地表面与大气间的感热输送