辐射与辐射平衡

在第一章中我们已经了解到，由于地球的球形及其绕日运动，地球的各纬度在每年的不同日子里，得到的太阳辐射是不一样的（参见图 1.1.5，该图反映了地球上不同纬度在不同时间内得到的日照时间分布的差异），如我们所知，太阳辐射的差异，决定了地球上的五个温度带或天文气候带。然而实际观察到的全球气候带却与天文气候带有明显差异，这与气候系统的内部过程有关。到达大气圈的太阳辐射，并不能全部到达地面，因为大气中的散射云层对太阳辐射有反射作用。最后到达地面的太阳辐射为地面吸收后，引起地面升温，或者说有一定温度。物理学研究表明，温度在绝对零度以上的物体，总会向外辐射能量，其大小与温度有关。来自太阳的能量，其波长主要为 0.1—0.2μ的短波，地球向外辐射的波长位于 4—40μm 之间，是比红

光波长长的长波。而大气几乎不吸收短波而吸收长波，所以大气主要是由地面辐射而增温的。我们知道，气候状态是一个稳定状态，地球表层的太阳- 大气-地球辐射体系，或者说地球表层系统的能量收支应是平衡的。图 2.1.2

是地球表层系统能量收支示意图，图中标出了以太阳辐射为 100 个单位的各项能量转化形式的份量。值得注意的是，这些数据是在全球气候学意义上平均的结果，逐年的情况可能不同，对某一特定地点或时间，差异可能会更大。

各个地方的地面，大气和整个地气体系收入的总辐射量与支出的总辐射量之间的差值一般不为零，这个差额分别称作地面辐射平衡、大气辐射平衡和地气系统辐射平衡。辐射平衡 R（是气候形成的最主要因子），特别是地面的辐射平衡，在很大程度上决定着土壤上层温度和近地表的温度分布。地面辐射平衡方程可表作

R=S＋q-A-U＋G（1）

式中，S 是太阳直达地面的辐射量；q 是太阳散射辐射量，散射是由大气引起的；A 是地面对太阳辐射的反射量；U 为地面长波辐射，G 为大气（对长波辐射的）逆辐射，定义太阳直达辐射和散射辐射之和为太阳总辐射 Q，地面辐射与大气逆辐射之差为有效辐射 E，注意到反射辐射为总辐射与反射率 a的积，则地面辐射平衡（或辐射收支状况）为

R=Q（1—α）—E（2）

从（2）式可知，影响辐射平衡的因素通过 Q、E 和 a 起作用，局部地理环境的大气成分、地形起伏与高度都可以影响 Q。a 主要受地面地物性状影响。E 所受的影响与上述因素都有关系。我们可以通过全球辐射平衡来理解它的气候意义。影响全球辐射平衡量或收支的因素，首先当然是地理纬度与季节变化。总辐射 Q 是有地域差异的，其次下垫面条件因海陆分布、土被性质、积雪程度、植被覆盖等因素而不同，反射率和长波辐射等性质也有差异。再次，云量、湿度和大气成分对辐射平衡量影响也很大，如高纬干旱区，由于散射辐射和大气逆辐射减少，其辐射平衡值小于潮湿地区，等值线向赤道弯；在低纬干旱区，由于没有云层和水汽阻挡，直达辐射大为增强，辐射平衡值大于潮湿区，等值线向极地弯。因此，地球上最热的地方在低纬的大陆中心（撒哈拉沙漠处），最冷的地方是高纬干燥大陆中心偏东地方（西伯利亚的东北部）。图 2.1.3 是布德科根据 420 个大陆测站和 350 个海洋测站的辐射平衡值绘出的辐射平衡年总量分布图。

图 2.1.2 全球辐射平衡的能量流（取自 A.N.Strahler，1974）

（a）太阳辐射（b）长波辐射

观察表明，地面的辐射平衡基本上是正的，大气的辐射平衡基本上是负的。由此可知大气主要由地面长波辐射加热，这就是随高度上升气温下降的原因。对于全球来说，整个地气系统的辐射平衡量为零，图 2.1.4 是地气系统（地球表层系统）辐射平衡随纬度的变化。图中曲线 a 为地-气系统接受的太阳辐射，b 为放出的长波辐射，在图 2.1.4 中可以看出，从赤道到 30°N 的范围内，地气系统辐射差额为正值，高于 30°N 的地区为负值，这种辐射差额的分布，必然发生热量由低纬向极地的传输，这种传输作用，是由大气运动和洋流来完成的，可见大气运动和洋流是决定全球气候的另外两个重要因子。

图 2.1.3 地面辐射平衡的全年分布（据布德科等）单位：kcal/cm.a

图 2.1.4 北半球地气系统辐射平衡随纬度变化（取自陆渝蓉等，1987）

图 2.1.5 海拔高度对可照时间的影响（多种来源）

对于局部环境来说，同纬度不同海拔的地方，太阳可照射时间也不一样， 如图 2.1.5 所示，海拔为 H 的 A 点，其处地平线为 EF，当 H=0 时，太阳高度角 h=0°时即可照到 A 点。但由于 A 的海拔 H≠0，上午太阳高度角在地平线以下 h 度时就可以受到太阳照射，下午太阳高度角至地平线下 h 度时日照才为零，利用三角定理，当海拔 H 时，高度角 h 为

h＝arc sin0. 0177

然而，由于地球半径很大（6371km），h 很小，因地形海拔高度通常在1.2km 以下，由其引起的高度角 h 折算成时间约 10 分钟，由于地形的遮蔽， 在一个山地环境中，地形总的效应是减短日照时间。这个例子说明气候过程是可用数学模拟的，但它是复杂的。显然，不同的坡向，日照时间也有明显差异。其次，坡向的不同与太阳光的交角也不同，因此，不同坡向得到的太阳辐射是不一样的。图 2.1.6 是南京方山各个坡面太阳直接辐射的日变化图。从图中可以看出，坡向对太阳直接辐射的影响是很大的，在偏东的坡地上，上午的辐射量大于下午；偏西的坡地正好相反；南北坡地上下午辐射量是对称的。南坡的辐射量最大。从理论上我们可以导出不同坡向的直接辐射、散射辐射和有效辐射的表达式。除了地形，地面性状，如水面、森林等也对辐射有复杂的影响。气候下垫面性质的这种分异，也就导致了局地气候的分异。

辐射的差异导致了地面获得热量的差异。对于有稳定状态存在的地球表层系统，它的热量应该是平衡的，热量多余和热量不足的地方，要发生热输送。地球上的热量，主要依靠大气和水体的运动来传递。对于全球系统来说， 大气和水体的运动，形成了大气环流和洋流，它们不仅传输热量，而且也传输了水分。水分状况图 2.1.6 南京方山各坡面太阳直接是气候的一个主要指标。干旱区与湿润区存在着完全辐射的日变化不同的地理过程。（取自陆渝蓉等，1987）