第三节 太阳辐射能的平衡

以上我们概略地介绍了地球大气上界太阳能收入的理论数值，这个数值成为太阳能在地表面分配与转换的参考标准。当这个理论数值穿过一层厚厚的大气之后，无论从数量上还是从质量上（即太阳辐射的光谱组成）都发生了很大的变化。

太阳辐射能在输入自然地理面之前，首先要经过大气这个被覆层。因此有必要首先了解大气的一般概况，以及它对于太阳辐射能的变换情况。自从地球这个行星形成之后，地球上的大气经历了缓慢的但却是连续的进化。由于它的各个组成成分在吸收太阳辐射的特性上有差异，因此在进化的历程中，随着时间的不同而有着不同的表现。与此同时，通过大气进入地表的能量平衡也经历着平行的改变。在大气的进化中，一个突出的事件就是氧的实质性数量的出现。从各种地球化学的证据来判断，地球的大气直到二十亿年之前，还基本是无氧的，当时的二氧化碳占据优势地位。在其后，光合作用的放氧步骤才出现。目前在学术界比较一致的意见是：大气中的氧主要是由于植物的光合作用来提供的，当然也有与此分歧的观点存在。

现在大气中的氧的比例，基本上保持为一个常数。在一年当中，一公顷年青的、生长茁壮的森林将产生 10 吨的氧并消耗 30 吨的二氧化碳。每二百

万年左右，地球上就有 15 亿立方公里的水，被光合作用裂解并为呼吸作用再组成。由此所产生的氧气暂时回到大气中，在这里一般平均停留二千年，它本身再循环一次。

大气中的氧的重要意义何在呢？它对于太阳辐射能的收支影响如何呢？ 我们知道，短波紫外线对于生命是致死的。当大气中氧的浓度低于 1％时， 臭氧（O3）在大气中对于紫外线的阻挡作用基本上等于零，生命只能在水下生存，借助水层对紫外线进行防护，因为水可以吸收紫外线。一旦当大气中氧的浓度增至 10％时，就有足够的臭氧存在，从而把紫外线的穿透率减低到某种适宜的程度，这时生命体才能够离开水而到陆地的环境中生存和繁衍。这说明了氧气对于太阳辐射的数量和质量的改变。

人们认识到氧气为光合作用所产生，也曾经历了一个很长的时期。它首次为普雷斯特列和英根胡斯所证明。普雷斯特列在 1771 年曾做过一个很有名的试验，确认了“在空气被老鼠呼吸成为有毒的气体，从而即将窒息而死时， 一枝薄荷草可以使得这种空气重新恢复到足以维持这只老鼠的生命”。由此看出，氧气不仅维持着生命，它也由生命所产生。氧气的含量发展到目前的含量，它对于太阳辐射能在地表面的收支、转化等的作用不可低估。

一般说来，地球干洁大气中的组成如下：

在大气的组成成分中，对于太阳辐射影响较大的还有二氧化碳。现在的大气中，它的含量虽然不多，按容积计算平均为 300ppm，（0.03％），但它的作用却相当大。从二十世纪以来，即知道二氧化碳的浓度在大气中逐渐增加，而且随着工业发展，矿物燃料消耗的日益增长，这样增加的速率仍在继续。例如在夏威夷的观测资料，即可说明这一点。我们暂且不去讨论它对于生物的意义，而把着眼点放在它对于太阳辐射的改变上。

二氧化碳可以让太阳的短波辐射顺利通过，却能大量的吸收由地表面所发射出的长波辐射，它的分子有强烈的吸收谱带，特别是对于波长在 12—18 微米之间的红外区域。而这个光谱区恰好集中了大部分从地表辐射到空间的热能。二氧化碳的这种强烈吸收特性，使其具有良好的“温室效应”。据估计，自从十九世纪中叶至今，大气中二氧化碳的含量已经增加了 10％左右， 足以使地球的平均温度增高 0.3℃。预计到公元 2000 年，二氧化碳要比现在高出 20％，如无其它因素的影响，它将使得地面平均温度提高 0.5℃左右， 随之带来的影响可能是极地的冰雪消融，蒸发加快、雨量增多、海平面上升等一系列连锁反应。事实上能否如此，在这里还不能作出肯定的回答。我们已经说过，系统本身有自我调节作用，它通过一系列反馈，尽量使自己保持在一个稳定的状态，因此随着空气中二氧化碳含量的增高，海洋中溶解它的能力也相应增强，以此来达到保持平衡的目的。即使地球的平均温度真的提高了，这时水分蒸发加快了，云量增多了，反射作用和散射作用也加强了， 对太阳辐射能的入射造成了屏障，反过来又会减少地表的能量收入，从而降低地球表面温度，使其仍然尽量保持在一个相对稳定的状态之下。

无论从理论上还是在观测中都证实，大气中还含有大量的尘粒和其它固体物质。尤其是粒径为 0.1 到大约 5 微米的微粒，对于地表之能量平衡影响甚大。主要原因有二：其一，这些微粒在大气中相当丰富；其二，在反射、吸收和降低太阳辐射能方面，它们具有很高的效率。根据测定，此类粒子在大气中的下沉速度约为每秒 1 厘米到每小时 1 厘米。这样如在 20 公里高空处，存在着这类粒子时，约需几十年的时间才能沉降到地面，在此尚没有考虑大气垂直运动对其下沉的影响。近年来，国外文献对于 1963 年 3 月，印度尼西亚巴厘岛上阿贡火山爆发后，所喷出的火山尘对太阳辐射的影响进行了广泛的观测和分析。其结果一致认为，由这次火山喷发的火山灰所形成的环球带，高度约在地面以上 20 公里，它显著地对于太阳辐射量造成了世界规模的减弱。据在澳大利亚所测，1963 年 7—8 月，虽然距离火山爆发已有约五个月的时间，但太阳的直接辐射仍然减弱了 24％，直至 1964 年 7—8 月，也还比平均值低 16％。彼沃瓦罗娃在分析了苏联和美国共 12 个辐射观测站的资料后，指出自那次火山爆发以来，太阳辐射确有急剧下降的趋势。到 1966 年太阳的直接辐射量还仅仅只是原先平均值的 93％。

这些微粒在大气中的分布是不均匀的，特别是近几十年来，随着现代化工业的进展，人类活动对于自然界的巨大干扰，使得这种分布更加不平衡。例如兰斯伯格（Lengsberg）在 1941 年就报道，小于 0.2 微米直径的微粒（即

所谓的埃特肯核），在城市上空平均比农村上空多 16 倍，而比海洋上空要多

160 倍。又如在 1952 年 12 月，英国伦敦的一次大烟雾，造成了 4，000 人丧

生的惨剧，也是由于烟尘引起的。这种不平衡的分布，对于一个系统的能量输入来说，有着直接的影响。美国的伯莱格曼（Bridgman），在 1976 年于莫

斯科举行的第 23 届国际地理大会上曾指出，根据他在威斯康辛州的试验，由于城市的这种微粒及其它污染，致使直接可见光辐射的光谱改变十分明显。其结果是：在乡村比较清洁的大气要比城市的直接可见光辐射量平均大 29.4

％。

由于大气的组成不同，以及各个成分所在的位置不同，当太阳辐射穿过它们时，其反射、散射和吸收的状况随之发生了变化，这种变化可以通过大气平均温度的垂直剖面表现出来（见图 4．2）。

从图 4．2 中可以看出，温度随高度的分布曲线有三个高温区，其一是大气底层，温度高的原因主要是因水汽、二氧化碳所吸收的太阳辐射以及长波辐射而造成的；其二是地面以上 50 公里处的臭氧层集中带，由于所吸收的强

紫外线而使得温度提高；其三是从地面以上 90 公里高度起，由于原子氧所吸收的紫外线辐射，造成了向上的温度增高。这样，当太阳辐射能穿透大气层到达地表时，不仅数量上从原来的太阳常数减少到某一数值，原来的太阳辐射光谱分配，也发生相应的改变。当然随着太阳高度和纬度的不同，它所穿过的大气质量（理解为大气的厚度）也就不同，到达地面后的辐射量亦随之变化。

于是，在讨论地表面的太阳辐射能收支平衡时，必须对于上述一些影响因子考虑在内。以下简要地说明在地面的平衡状况。首先从数量上看，如将大气上界的短波太阳辐射能收入规定为 100 份，它在到达地表时，直接反射

回空间的能量占 37 份，（其中 27 份是从云层表面反射掉的，7 份是大气中的微粒反射掉的，3 份是从地球表面反射掉的）。地表面的构成是很不相同的，它们对于太阳辐射的反射能力也各不相同。下表是具代表性的自然表面反射率数值（见表 4．2）。表中所列数字在使用时要加以注意，因为地表面上覆

表 4．2 自然表面的反射率

盖物的数量多少，它的颜色以及太阳高度角的变化等，均可影响反射率的数值。高层的植物冠丛与水面的反射率，与太阳高度角尤其具有密切的关系。例如，比耳在 1944 年就指出，对于水面的反射率，它的大小取决于入射光线的角度，在 60—90°时，水面的反射率为 0.04，但当入射角变为 5°时， 这个数值就急剧增大到 0.39，因此上表所列数值，当太阳高度角低于 30°的条件下，使用时要特别小心，因为它们只是在太阳高度角较大时的数值。

到达的太阳辐射，除去反射掉的 37 份外，所余的 63 份被各种成分所吸

收，其中大气吸收了 20 份，（云吸收了 12 份，其它的吸收了 8 份），最终

有 43 份到达地面。到达地面的这 43 份太阳辐射，包括了两部分，一部分是

太阳光线直接到达地面的称为直接辐射，它约占 27 份；另一部分通过大气分

子和微粒等的散射到达地面，称为散射辐射，它占 16 份。

地面吸收的 43 份与大气吸收的 20 份辐射能，在其发生转换的同时（例如加热了地表面、增加了空气温度，蒸发了水分，转换为植物光合作用而贮存的化学能等⋯⋯），均伴随着相应的再辐射作用（将地球作为黑体看待）。这样，所收入的能量在地球与大气之间以长波辐射的形式几经曲折之后，最后返回空间。因地球的温度比太阳低的多，按照维恩定律，它所产生辐射的波长也就相应地比太阳辐射的波长长的多，因而把地球的辐射称做长波辐射。由太阳辐射能的进入，到最后长波辐射的返回空间，从而地球完成了太阳辐射能在数量上的平衡，遵循着能量守恒的普遍原则。

我们知道，在漫长的地质历史时期中，也有很少一部分太阳辐射能以固定的形式保存于地壳之内。如现今开发的煤炭、石油等燃料，它是当时植物和其它生物所固定的太阳能贮存起来的结果，它最终仍要被利用，释放出原来所固定的这部分能量，重新转换成长波辐射返回空间，依然符合能量平衡的总原则。至于有关辐射能各个份量的精确估算，不少科学工作者作出了许多不同的方案，虽然它们各自在数值上有某些差异，但基本的原理都是一致的。

能量平衡的最一般形式可以写成：

R=Q（1-α）-l (4．5)

R 代表净辐射，单位是卡／厘米 ²；Q 为太阳总辐射值；α为地面反射率， 主要取决于下垫面状况；l 为地面长波辐射。

目前（4．5）式中的各项均可用仪器直接测定，在没有辐射仪的地方， 根据气象台站的记录，采用气候学计算方法亦能将它们分别计算出来。同时， 我们知道：

Q=S+D (4．6)

式中 S 为直接辐射，D 为散射辐射。这三个项目中，只要知道其中任何

两项，即可求出第三项。一般说来，Q 是比较容易求出的，很多的情况下， 常需将 D 与 S 分开，这时只需求取其中任何一个，便能达到目的。今以散射辐射 D 的气候计算为例，我们选择了武汉、广州、北京三点作代表，根据 1964 年的实际观测资料，作出了 D／Q 与日照时数 Tm 的经验关系图。为节省篇幅， 仅将武汉地区为例（图 4．3）。

它们的关系式表达成：

D=Q（1.0-0.067Tm） (4．7)

其它二站的关系均类此。

为了计算和使用上的方便，可以将（4．7）式作出诺模图，分 Tm 分别代表 0，1，2⋯⋯12，13，14，则 D／Q 分别为：

其诺模图如下（见图 4．4）。

以上不过是一个简单的例子。关于辐射平衡各分量的测定和计算，现在已经有了比较成熟的理论和方法。世界上已有不少人，作出了全球的辐射平衡各分量的分布图。

截止此，我们阐述了太阳辐射能在数量上的变化状况。其次，要对太阳辐射的光谱组成变化加以讨论。地球周围的大气，可以看做是一个对太阳辐射具有选择性的过滤器，当太阳辐射通过时，其光谱组成将加以改变。尤其是大气中的臭氧、水汽和二氧化碳三种成分的“过滤”作用最为明显。臭氧强烈地吸收辐射光谱中紫外辐射的绝大部分，在地面以上大约 50 公里的高度，是臭氧的集中层，由于它吸收了大量的紫外线，使得该层的温度上升到接近 0℃，显著地高于臭氧层以上与臭氧层以下空气层的温度（高于臭氧层和低于臭氧层空气的温度均低到-60℃左右），这可以参看图 4．2 的温度垂直分布图。在离地面较近的空气层，水汽和二氧化碳强烈地选择吸收红外波长的辐射。经过筛选，最后穿透大气达到地面的太阳辐射能，主要是可见光波长（约占总辐射量的一半）及接近可见光的红外波长部分。地球可以看作是一个接近于理想的黑体，它被太阳辐射能加温后，必然进行长波再辐射， 这种长波再辐射的波长与地球所达到的温度直接有关。而地球达到的温度， 恰好体现着自然界最奇异的平衡之一，即在它吸收太阳辐射能后，因提高温度所伴随的长波辐射，其向空间发射时的波长，恰好能通过大气中二氧化碳和水汽选择吸收后留下的“窗口”。