現(xiàn)代氣候?qū)W第3章氣候系統(tǒng)的能量平衡

第三章氣候系統(tǒng)的能量平衡3.0輻射基本知識(shí)3.1太陽輻射3.2大氣中的輻射傳輸過程3.3氣候系統(tǒng)的輻射平衡3.4地—?dú)庀到y(tǒng)的熱量平衡3.5全球熱量平衡3.0輻射的基本知識(shí)一、輻射及其特性輻射是太陽能傳輸?shù)降厍虻奈ㄒ煌緩轿矬w以輻射的方式傳遞交換的能量。3.0輻射的基本知識(shí)輻射物體以電磁波或粒子流形式向周圍傳遞或交換能量的方式。輻射能電磁波譜名稱波長范圍紫外線100?！?.4微米可見光0.4微米～0.76微米紅外線近紅外0.76微米～3.0微米中紅外3.0微米～6.0微米遠(yuǎn)紅外6.0微米～15微米超遠(yuǎn)紅外15微米～1000微米微波毫米波1～10毫米厘米波1～10厘米分米波10厘米～1米色彩名稱波長范圍紫0.40～0.43微米藍(lán)0.43～0.47微米青0.47～0.50微米綠0.50～0.56微米黃0.56～0.59微米橙0.59～0.62微米紅0.62～0.76微米不同電磁波的具體波長范圍可見光波長范圍輻射的度量和單位輻射通量、輻射通量密度輻射通量及單位：定義：單位時(shí)間通過任意面積上的輻射能量。單位：J·s-1或W輻射通量密度（E）及單位定義：單位面積上的輻射通量。單位：J·s-1·m-2或W·m-2E=dF/(ds.dt)dFdsdFds輻射通量密度又被稱為輻射強(qiáng)度、輻射能力或放射能力。

物體對(duì)輻射的吸收、反射和透射概念吸收率(a)

：a=Qa/Q

反射率(r)

：r=Qr/Q

透射率(d)

：d=Qd/Q

入射反射吸收透射

a、r、d的變化黑體：對(duì)于投射到該物體上所有波長的輻射都能全部吸收的物體稱為絕對(duì)黑體。故有：a＝１，r＝d＝０?；殷w：透射率d＝０，吸收率a＝（１－r），且a不隨波長而變化的物體。

二、輻射的基本定律基爾荷夫(kirchoff)定律(選擇吸收定律)

定律在一定溫度下，任何物體對(duì)于某一波長的放射能力(eλ,T)與物體對(duì)該波長的吸收率(aλ,T)的比值，只是溫度和波長的函數(shù)，而與物體的其它性質(zhì)無關(guān)。即:Eλ,T只是波長和溫度的函數(shù)。

推論

對(duì)不同性質(zhì)的物體，放射能力較強(qiáng)的物體，吸收能力也較強(qiáng)；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑體的吸收能力最強(qiáng)，所以它也是放射能力最強(qiáng)的物體。對(duì)同一物體，如果在溫度T時(shí)它放射某一波長的輻射，那么，在同一溫度下它也吸收這一波長的輻射。斯蒂芬—波爾茲曼(Stefan-Boltzmann)定律

斯蒂芬—波爾茲曼(Stefan-Boltzmann)定律

定律黑體的總放射能力（ET）與它本身絕對(duì)溫度（T）的四次方成正比。即：ET＝σT4式中σ＝5.67×10-8W.m-2.K-4為斯蒂芬—波爾茲曼常數(shù)。

意義物體溫度愈高，其放射能力愈強(qiáng)。

維恩(Wien)位移定律從圖中還可看出，黑色單體輻射極大值所對(duì)應(yīng)的波長是隨溫度升高而逐漸向波長較短的方向移動(dòng)λm＝C/T或λmT=C

如果波長以nm為單位，則常數(shù)C＝2,897×103nm·K,于是上式為：維恩(Wien)位移定律

定律絕對(duì)黑體的放射能力最大值對(duì)應(yīng)的波長(λm)

與其本身的絕對(duì)溫度(T)成反比。即：λmT＝2897×103nm·K本定律由德國物理學(xué)家威廉·維恩（WilhelmWien）于1893年通過對(duì)實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)的經(jīng)驗(yàn)總結(jié)提出不同溫度下黑體輻射強(qiáng)度與溫度的關(guān)系

意義物體的溫度愈高，放射能量最大值的波長愈短，隨著物體溫度不斷增高，最大輻射波長由長向短位移。太陽輻射是短波輻射，人、地面和大氣輻射是長波輻射。例如：通過測(cè)定星體的譜線的分布來確定其熱力學(xué)溫度；也可以通過比較物體表面不同區(qū)域的顏色變化情況，來確定物體表面的溫度分布，這種以圖形表示出熱力學(xué)溫度分布又稱為熱象圖。利用熱象圖的遙感技術(shù)可以監(jiān)測(cè)森林防火，也可以用來監(jiān)測(cè)人體某些部位的病變。熱象圖的應(yīng)用范圍日益廣泛，在宇航、工業(yè)、醫(yī)學(xué)、軍事等方面應(yīng)用前景很好。

維恩(Wien)位移定律的應(yīng)用地球上的經(jīng)線和緯線緯線：垂直于地軸的平面同地球相割而成的圓經(jīng)線：南北線（子午線）本初子午線：通過英國Greenwich(格林尼治)天文臺(tái)的0°經(jīng)線（1884年確定）。3.1太陽輻射預(yù)備知識(shí)緯線和經(jīng)線緯線平面垂直于地軸,經(jīng)線平面都通過地軸

經(jīng)度和緯度緯度：一地相對(duì)于赤道平面的南北方向和角度緯度是一種線面角，即本地法線與赤道平面的交角；緯度在本地經(jīng)線上度量，南北緯各分90度。共180度（-90°，90°）經(jīng)度：本地子午面的東西方向和角距離經(jīng)度是兩面角，本初子午面為起始面，本地子午面為終面；經(jīng)度通常在赤道上度量，東西經(jīng)各分180度。共360度（-180°,180°），或者（0,360°）

經(jīng)度和緯度

緯度是線面角，即本地法線與赤道平面的交角；經(jīng)度是兩面角，即本地子午面與本初子午面的交角。經(jīng)線的間隔隨緯度增大而減小EastChinaNormalUniversity地球的赤道平面與黃道平面并不重合，而是有一個(gè)交角（二面角），就是黃赤交角。在公元2000年，這個(gè)交角為23°26′21″。黃道平面：地球繞太陽公轉(zhuǎn)的軌道平面

四季的形成熱帶北溫帶南溫帶北寒帶南寒帶北極圈北回歸線赤道南回歸線南極圈地球的五帶地球圍繞太陽的公轉(zhuǎn)導(dǎo)致了地球出現(xiàn)了，季節(jié)變化、日輻射總量的變化（日出、日落時(shí)間的變化）太陽常數(shù)

1)太陽光譜2)日地距離

3)太陽輻射強(qiáng)度

第一節(jié)太陽輻射三、太陽輻射光譜定義太陽輻射能隨波長的分布曲線。大氣上界的太陽輻射光譜圖中：實(shí)線是大氣上界的太陽輻射光譜；虛線是溫度在6,000K時(shí)的黑體輻射光譜。

太陽表面溫度約6000oC,其發(fā)出的能量基本為短波輻射地球公轉(zhuǎn)示意圖1月3日7月4日日地平均距離：r0=1.496×108km近日點(diǎn)日地距離：1.471×108km遠(yuǎn)日點(diǎn)日地距離：1.521×108km一、太陽輻射強(qiáng)度和太陽常數(shù)太陽輻射強(qiáng)度（太陽輻射通量密度）太陽輻射強(qiáng)度及單位定義：單位時(shí)間內(nèi)投射到單位面積上的太陽輻射能量。單位：W·m-2

太陽常數(shù)（I0）定義：大氣上界、日地平均距離處、垂直于太陽光線方向、單位時(shí)間、單位面積接收到的所有波長的太陽輻射能。3.1太陽輻射日地平均距離：r0=1.496×108km

定義二、太陽高度角、太陽輻射日總量和晝長太陽高度角（h）太陽光線與地表水平面之間的夾角。(0°≤h≤90°)h+|

-|=90°太陽赤緯又稱赤緯角，是地球赤道平面與太陽和地球中心的連線之間的夾角緯度–太陽高度角太陽高度角高度角越大,能量越集中高度角越小,能量越分散

水平面上太陽輻射的計(jì)算

Sm和Sm′與h的關(guān)系圖

水平面上得到的太陽輻射能隨著h的增加而增加。

h的計(jì)算公式式中：為觀測(cè)點(diǎn)緯度，δ為赤緯，ω是時(shí)角。

δ的計(jì)算

δ的含義：太陽直射點(diǎn)緯度(即太陽直射光線與赤道平面之間的夾角)。計(jì)算公式：

δ＝23.5sinN°h+|

-|=90°正午時(shí)刻說明：式中N°以度為單位，是距春分日或秋分日最近的總天數(shù)。春分日至秋分日取正值，否則，取負(fù)值。

特殊日期δ的值：春分日(21/3)或秋分日(23/9)：δ＝0°

夏至日(22/6)：δ＝23.5°

冬至日(22/12)：δ＝-23.5°（23.5°S）的取值變化于冬至:春分,秋分:夏至:赤緯太陽赤緯又稱赤緯角，是地球赤道平面與太陽和地球中心的連線之間的夾角

ω的確定ω是用角度表示的時(shí)間，每15°為一小時(shí)正午：ω＝0；上午：ω＜0；下午：ω＞0，。

正午時(shí)刻h的計(jì)算公式h正午＝90°-|

-δ|時(shí)角的取值:地方時(shí)中午12時(shí):向下午方向到地方時(shí)24時(shí):向上午方向到地方時(shí)24時(shí):12時(shí)24時(shí)0時(shí)6時(shí)18時(shí)=0=180=180=180=90=0=90=180

照射時(shí)間

日出到日沒的時(shí)間間隔太陽輻射日總量（見教材P21)太陽常數(shù)（I0）日地平均距離：r0=1.496×108km大氣上界,某一天,某緯度處，水平面單位面積接受的日輻射量（天文輻射）:T=1天=24h=86400s-ω0

為日出時(shí)間，ω0

為日落時(shí)間

春秋分時(shí)：赤緯=0，那么ω0

=π/2，不同的緯度帶：赤道上：=0，那么ω0

=π/2，不同的時(shí)間（季節(jié)）：極地上：=±π/2，那么夏半年ω0

=π，冬半年ω0=0：極地在夏半年ω0

=π，在“夏至”收到的日輻射總量最大：=23.5赤道上：=0，那么ω0

=π/2，春秋分時(shí)=0：極地最大的日輻射總量與赤道最大的日輻射總量的比值：π·sin23.5=1.25倍書上P23

③極地最大的日輻射總量與同時(shí)的赤道日輻射總量的比值：π·tg23.5=1.36倍取太陽常數(shù)為1366W/m2，算出的日平均日射值Q隨緯度和一年中各天的分布。陰影區(qū)為零日射區(qū)。春分、夏至秋分和冬至的位置以實(shí)線給出，太陽赤緯以虛線繪出。天文輻射的時(shí)空分布特征1）年變化：具有以一年為周期的季節(jié)性變化特點(diǎn)，但不同緯度具有不同的變化幅度，中高緯度的年變化顯著，低緯度的年變化小。2）空間變化：具有隨緯度增高而減小的趨勢(shì)。不同季節(jié)或不同區(qū)域這種趨勢(shì)有強(qiáng)弱差異。大氣外界日射分布1、由于地球每年一月份最接近太陽，因此南北半球日射不對(duì)稱，南半球大于北半球。2、最大值出現(xiàn)在極點(diǎn)的夏至，因?yàn)闃O晝的緣故。3、低緯年變化小于高緯，低緯年總量大于高緯。4、日射隨緯度變化，夏季小于冬季。四季的形成晝長（可照時(shí)數(shù)）

晝長的變化規(guī)律夏季晝長隨緯度升高而加長，冬季晝長隨緯度升高而縮短，春、秋分則不隨緯度升高而變。相同緯度，晝長冬短夏長，春秋介于二者之間。

可照時(shí)數(shù)、實(shí)照時(shí)數(shù)和日照百分率

可照時(shí)數(shù)（晝長）定義：不受任何遮蔽時(shí)每天從日出到日落的總時(shí)數(shù)。單位：小時(shí)、分計(jì)算公式：可照時(shí)數(shù)=ω是時(shí)角此時(shí)：h=0,cosω＝-tgφtgδ實(shí)照時(shí)數(shù)地面上用日照計(jì)實(shí)際測(cè)量的日照時(shí)數(shù)。日照百分率日照百分率＝—————×100%實(shí)照時(shí)數(shù)可照時(shí)數(shù)光照時(shí)間光照時(shí)間＝可照時(shí)數(shù)＋曙暮光時(shí)間一般曙暮光隨緯度升高而加長；夏季尤為顯著。曙暮光

在日出前和日落后，太陽光線在地平線以下0°～6°時(shí)，光通過大氣散射到地表產(chǎn)生一定的光照強(qiáng)度，這種光稱為曙光和暮光。上節(jié)課要點(diǎn)幾個(gè)重要概念太陽常數(shù)

太陽高度角3.太陽赤緯4.天文輻射定義及計(jì)算大氣對(duì)短波的影響吸收散射反射吸收逆輻射大氣對(duì)長波的影響3.2大氣中的輻射傳輸過程一、大氣對(duì)太陽輻射的減弱太陽輻射在大氣中的減弱大氣質(zhì)量（單位面積*光學(xué)路徑）:光在大氣中經(jīng)過一定長度傾斜路徑到達(dá)地表面時(shí),其經(jīng)歷空間中所含大氣物質(zhì)的質(zhì)量大氣質(zhì)量數(shù)(m):實(shí)際投射條件下的大氣質(zhì)量與垂直投射下的大氣質(zhì)量的比值.引入均質(zhì)大氣高度H0和密度不同太陽高度角下的大氣質(zhì)量

m的計(jì)算當(dāng)h在30°～90°時(shí),m可近似地表示為：均質(zhì)大氣

m隨太陽高度角h的變化在各太陽高度時(shí)的大氣質(zhì)量h(度)906030105310m11.152.05.610.415.427.035.4大氣質(zhì)量數(shù)m隨太陽高度的增高而減小(隨太陽高度的減小而增加)，當(dāng)太陽高度低時(shí)，m值的增大特別迅速。58透明度的表征：大氣透明系數(shù)（Pm）垂直入射時(shí)，到達(dá)地面的太陽直接輻射通量密度（I

）與大氣上界太陽輻射通量密度(I0)之比。Pm值表示太陽輻射透過大氣后的削弱程度。Pm＜1大氣透明度的影響因素水汽、水汽凝結(jié)物、塵粒雜質(zhì)越多，透明系數(shù)越小，太陽輻射受到的減弱越強(qiáng)大氣透明度大氣上界：大氣削弱后：

吸收作用

氧、臭氧、水汽和CO2氣體成分強(qiáng)吸收波段弱吸收波段氧<200nm的紫外光690~760nm的可見光臭氧200~320nm的紫外光600nm的可見光水汽930~1500nm的紅外光（三個(gè)強(qiáng)吸收帶）600~700nm的可見光（三個(gè)弱吸收帶）減弱方式主要的吸收成分各成分的吸收波段吸收的定義：大氣分子被入射太陽輻射激發(fā)，由低能級(jí)躍遷到高能級(jí)的過程稱為吸收。兩能級(jí)的差就是大氣吸收的輻射能量值．1nm=1/1000μm主要集中于紅外光區(qū)主要集中在25km的平流層發(fā)生在高層大氣SOLARSPECTRUM

散射作用

散射

當(dāng)太陽輻射通過大氣時(shí)，遇到大氣中的各種質(zhì)點(diǎn)，太陽輻射能的一部分散向四面八方，稱為散射。分類

由入射輻射波長與散射質(zhì)點(diǎn)的相對(duì)大小r，將散射分為分子散射（瑞利散射）和米（Mie）散射。

r《

時(shí)，分子散射。

r~

時(shí)，米散射。散射強(qiáng)烈地依賴于粒子尺度與入射波長的相對(duì)大小米散射:塵?；蚧覊m（氣溶膠）直徑比波長大,各種波長的散射能力相等.瑞利分子散射定律

當(dāng)大氣干潔，質(zhì)點(diǎn)半徑小于200nm時(shí)，散射值與入射光波長的四次方成反比。即：定律意義入射光波長愈短，散射能力愈強(qiáng)。漫射當(dāng)大氣混濁，質(zhì)點(diǎn)半徑＞10,000nm時(shí)，入射光的各種波長具有同等散射能力，散射系數(shù)不再隨波長改變，稱之為漫射。

反射作用

參與反射作用的物質(zhì)大氣中較大的塵粒和云滴、云層。云的反射作用其反射能力隨云狀、云量和云厚而不同。云量愈多，云層愈厚，反射愈強(qiáng)。云層平均反射率為50%～55%。

定義：大氣中云層和較大顆粒的塵埃將太陽輻射中的一部分能量反射到宇宙空間去的過程．2)特點(diǎn)：對(duì)各種波長無選擇性，云的反射作用最顯著．3)效應(yīng)：到達(dá)地面的太陽輻射顯著減弱.

大氣層頂部，地氣系統(tǒng)吸收的太陽短波輻射，與OLR平衡到達(dá)大氣層頂太陽短波輻射

年平均，地氣系統(tǒng)吸收的太陽輻射

大氣層頂凈短波輻射(地氣系統(tǒng)吸收)，季節(jié)平均二、大氣對(duì)地球輻射的影響大氣窗:7~13位于地面輻射波段最強(qiáng)處,大氣的吸收率最小,透射率最大,這一波段能量透過大氣射向宇宙空間,將這一波段稱為大氣窗.1.大氣對(duì)長波輻射的吸收

特點(diǎn):強(qiáng)烈地吸收,且具有選擇性.

（P27，圖3.2d）大氣窗:7~13溫室效應(yīng)大氣中各種微塵和二氧化碳成分的存在，猶如溫室覆蓋的玻璃一樣，阻擋了地面向外的輻射，增強(qiáng)大氣逆輻射，對(duì)地面有保溫和增溫作用，這種現(xiàn)象稱為大氣溫室效應(yīng)。2.大氣的保溫效應(yīng)

大氣中吸收長波輻射的氣體主要是水汽、CO2。水汽—云—太陽輻射—地面溫度：負(fù)反饋，使得地球氣候趨于穩(wěn)定CO2—溫室效應(yīng)—地面溫度：正反饋，大氣中CO2增加對(duì)大氣的輻射加熱起著主要作用有大氣逆輻射輻射能是地面和大氣的基本能量來源，在地球系統(tǒng)能量平衡系統(tǒng)中，輻射是最重要的能量形式，其次才是潛熱、感熱3.3氣候系統(tǒng)的輻射平衡3.3.1地表面的輻射平衡（輻射差額）S=太陽直接輻射(經(jīng)過大氣吸收和散射）D=散射輻射Q=地表總輻射(Q=S+D)A=地表反射輻射(A=a·Q)F=地面長波有效輻射R=地表凈輻射地表輻射平衡方程：R=

Q–A–F=(S+D)–A–F=Q(1–a)–F太陽直接輻射（1）定義：太陽輻射經(jīng)過大氣的吸收和散射的消弱后，沿投射方向直接到達(dá)地表面的那部分太陽輻射能量稱為太陽直接輻射。(J/m2s)是時(shí)角ω和m的函數(shù)，難以確定，因此應(yīng)用上式計(jì)算太陽直接輻射日總量比較困難，一般只能求助于經(jīng)驗(yàn)方法參數(shù)化S太陽直接輻射（地面）S0

天文輻射量S1

日照百分比（日照時(shí)數(shù)）S=S0(aS1+bS12)全陰天S1=0，S=0;全晴天S1=1，S/S0=a+b晴天相對(duì)輻射a、b為局地參數(shù)化的值

（2）影響因子：太陽高度角、大氣透明度.（3）氣候特征:日、年變化和隨緯度的變化2.散射輻射大氣混濁度太陽輻射經(jīng)大氣散射后到達(dá)地面的比例系數(shù)（1）定義：當(dāng)太陽輻射通過大氣時(shí)，受到大氣中的氣體分子、塵埃、氣溶膠、水汽等的散射作用，使太陽輻射的一部分以漫射形式從天空的各個(gè)角度到達(dá)地表，這一部分輻射量成為散射輻射地表得到的散射輻射隨太陽高度角增大而增加，隨大氣的混濁度的增大而增加（2）影響因子：太陽高度角、大氣透明度、云3.地表總輻射----到達(dá)地面的太陽總輻射實(shí)際大氣條件下到達(dá)地表的太陽直接輻射與散射輻射之和，是地表面得到的太陽輻射的總能量，稱為地表總輻射影響因子:太陽高度角(天文輻射)、云量、大氣透明度.地表總輻射的氣候?qū)W計(jì)算S0

、Q0天文輻射和晴天總輻射;f(S1,n)天空遮避度函數(shù);n云量(S1

日照百分率)(1)分析地表總輻射與影響因子間的關(guān)系Q-,Q-S1(2)根據(jù)散點(diǎn)圖,擬合經(jīng)驗(yàn)公式(a,b取決于大氣平均透明系數(shù)，云的透射系數(shù)，日照計(jì)的靈敏度等）全球地表總輻射年平均通量密度（Wm-2)的分布地表總輻射緯向帶狀分布撒哈拉沙漠最大季風(fēng)區(qū)中國年平均總輻射通量密度的分布(Wm-2)主要取決于云量和地理緯度高原大于平原內(nèi)陸大于沿海干燥區(qū)大于濕潤區(qū)α

反射率α=A/Q影響反射率的因素：太陽高度角（圖3.5）、下墊面顏色、干濕度、表面粗糙度歸一化差分植被指數(shù)：NDVI=（CH2-CH1）/（CH2+CH1）（圖3.6）4.地表反射輻射年平均地表反照率地表反照率行星反照率：地球-大氣系統(tǒng)的反照率稱為行星反照率，它表示地球作為行星對(duì)入射的太陽輻射的反射能力。行星反照率分為各地區(qū)行星反照率和全球行星反照率。赤道：約為0.2，甚至更小

極地：0.6，甚至達(dá)到0.95目前全球的行星反照率可?。?.30,它是地球表面的平均反照率(約為0.15),云的高反照率和大氣的后向散射作用的綜合結(jié)果5.地表長波有效輻射F=地面長波有效輻射U=地面輻射（地面向上放射的長波輻射）G=大氣逆輻射（大氣向下放射的長波輻射）ε=大氣相對(duì)輻射率εG=地面吸收的大氣逆輻射F=U-εG6.地表凈輻射地表凈輻射量由短波輻射收入與地面有效輻射之間的差值決定R=

Q–A–F=(S+D)–A–F=Q(1–a)–F地表凈輻射年總量（Kcal·cm-2）的地理分布中國地表凈輻射年平均通量密度分布(W/m2)

云對(duì)地面凈輻射的影響云使總輻射減弱（云的反射）云使有效輻射增加（大氣逆輻射）地面凈輻射R

減小地面凈輻射R

增大白天或夏季（特別是低緯地區(qū)），云的減弱作用強(qiáng)于增大作用，云量增多，輻射差額減小；夜間或冬季（特別是高緯地區(qū)），云的減弱作用弱于增大作用，云量增多，輻射差額增大。云的反射Ga=大氣逆輻射（長波輻射，向地面方向）3.3.2地—?dú)庀到y(tǒng)的輻射平衡Q=地表總輻射；a=地表反射率Q(1–a)=地表吸收的短波輻射Qa=大氣吸收的短波輻射as=行星反照率Fs=F∞=地-氣系統(tǒng)向外宇宙逸出的長波輻射Rs=

Q(1–a)+Qa–F∞

（地面吸收+大氣吸收-放出長波）=S0(1–as)–Fs（地氣系統(tǒng)吸收-放出長波）Q(1–a)QaF∞

地氣系統(tǒng)

地-氣系統(tǒng)凈輻射的地理分布取決于天文輻射隨緯度的變化、地-氣系統(tǒng)行星反照率的分布及行星長波輻射（圖3.11）特點(diǎn):年平均南北緯30之間的Rs為正值;其他緯度為負(fù)值.轉(zhuǎn)折點(diǎn)地-氣輻射差額Rs隨緯度的分布+––年平均向外長波輻射(OLR)的分布溫度高，OLR大；低云，少云，OLR大；對(duì)流活躍區(qū)，云多，OLR小大氣層頂(地氣系統(tǒng)輻射差額Rs

)凈輻射=地氣系統(tǒng)吸收--OLR零維能量平衡模式，Rs=0全球年均單位時(shí)間(1秒)吸收的太陽輻射為全球單位時(shí)間向外射出長波輻射為

r為地球半徑,Te為地表輻射平衡溫度(K)設(shè)則零維能量平衡模式，Rs=0Qa=大氣吸收的短波輻射Ua=大氣吸收的長波輻射Ga=大氣逆輻射（長波輻射，向地面方向）U∞=大氣向外宇宙逸出的長波輻射F∞=地-氣系統(tǒng)向外宇宙逸出的長波輻射F=地面長波有效輻射Ra=

Qa+Ua–(Ga+U∞)=Qa+(F–F∞)（大氣短波吸收+放出長波）U∞大氣3.3.3大氣系統(tǒng)的輻射平衡Ra=Qa+(F–F∞)大氣對(duì)短波輻射吸收Qa很小,大氣輻射平衡值主要取決于（F-F∞),而地面有效輻射F遠(yuǎn)小于大氣頂?shù)囊莩鲩L波輻射，所以Ra<0,即大氣輻射收入的凈通量總是負(fù)，其所需能量則直接來自地表的感熱和潛熱的輸送，來維持大氣運(yùn)動(dòng)。上節(jié)課要點(diǎn)氣候系統(tǒng)的輻射平衡地面輻射差額（地面輻射平衡方程）

大氣輻射差額3.地-氣系統(tǒng)的輻射差額第四節(jié)3.4地-氣系統(tǒng)的熱量平衡一、地表的熱量平衡(1).熱力平衡過程：無論地表還是地-氣系統(tǒng)，在吸收了輻射能后，會(huì)產(chǎn)生能量轉(zhuǎn)換和輸送而達(dá)到新的平衡，這樣的物理過程，成為熱量平衡過程。它是能量守恒定律在氣候?qū)W中的一種表現(xiàn)，可用熱量平衡方程來描述。(2).地表熱量平衡：地面在獲得輻射差額時(shí)，一方面要升高地表溫度，另一方面將盈余的熱量以湍流顯熱和潛熱向大氣輸送以及向地表活動(dòng)層的分子輸送，長期平均，其獲得的輻射差額與支出達(dá)到平衡稱為地表的熱量平衡。1.定義2.地表熱量平衡方程地表輻射差額地表潛熱通量地表感熱通量地表與下層的熱量交換地表與上層生物體的化學(xué)、生物過程有關(guān)的能通量（如光合作用，生物能儲(chǔ)藏，冰雪融凍）第四節(jié)各項(xiàng)均與溫度、云量、濕度、降水、下墊面狀況等有關(guān)R=

Q–A–F=(S+D)–A–F=Q(1–a)–FF=U-εG地表輻射差額：某段時(shí)間內(nèi)單位面積地表面所吸收的總輻射和其有效輻射的差值。小項(xiàng)，可略（1）湍流:流體不規(guī)則運(yùn)動(dòng)_渦動(dòng).（思考：還有哪些方式能交換能量？）1）湍流與湍流通量3、地表熱量平衡的計(jì)算海氣熱交換海洋和大氣之間，相互作用，穿越海氣交界面的熱量輸送。即一種物理量的交換。主要有輻射傳輸、感熱輸送和潛熱輸送三種方式。海洋層結(jié)比較穩(wěn)定，海水密度大，總質(zhì)量比熱大，太陽輻射能大部被其吸收，所以熱容量很大。因此，海氣之間的熱交換，主要是海洋向大氣輸送熱量。海氣熱交換是雙向的。輻射傳輸主要以長波輻射的形式進(jìn)行；感熱輸送是海氣交界處通過湍流及分子接觸傳導(dǎo)作用而進(jìn)行的熱量傳遞；潛熱輸送則通過湍流和分子運(yùn)動(dòng)，在海氣界面處的凝結(jié)和蒸發(fā)而進(jìn)行熱量傳遞。海氣熱交換連同其他的海氣交換，是研究海－氣相互作用的主要因素和基礎(chǔ)，在全球熱量平衡中占有極其重要的地位，對(duì)各種尺度天氣系統(tǒng)的形成和發(fā)展以及大氣環(huán)流系統(tǒng)的建立和維持都具有重要的作用。

（2）湍流（渦動(dòng)）通量:單位時(shí)間內(nèi)湍流運(yùn)動(dòng)輸送的物理量(熱量、水汽等）垂直方向渦動(dòng)熱通量=垂直方向渦動(dòng)水汽通量=垂直方向渦動(dòng)動(dòng)量通量=任何物理量都可以表示為平均量與脈動(dòng)(擾動(dòng))量之和,流動(dòng)也一樣,即（3）大氣邊界層湍流及湍流通量與垂直湍流通量相比，垂直平均流通量通?？梢院雎圆挥?jì);

湍流通量輸送量級(jí)比分子擴(kuò)散要大幾個(gè)量級(jí)。湍流運(yùn)動(dòng)是邊界層大氣運(yùn)動(dòng)的主要特征。地表加熱不均、地表對(duì)氣流的摩擦拖曳以及地面物體的阻擋都可以形成湍流；KT

為空氣熱量湍流交換系數(shù)，Cp為定壓比熱，為空氣密度，T

為氣溫第四節(jié)（1）湍流擴(kuò)散理論

感（顯）熱輸送通量2）地表與大氣間的湍流熱交換量計(jì)算潛熱輸送通量L

為蒸發(fā)潛熱，L2500(J/g),q

為比濕（單位濕空氣中的水汽質(zhì)量，g/g)水汽湍流交換系數(shù)第四節(jié)動(dòng)量輸送通量（湍流應(yīng)力）動(dòng)量交換系數(shù)V

水平風(fēng)速第四節(jié)（2）渦動(dòng)相關(guān)法分別是垂直速度、溫度、比濕和水平運(yùn)動(dòng)的脈動(dòng)值，湍流脈動(dòng)儀觀測(cè)采樣頻率一般為10Hz通量觀測(cè)儀觀測(cè)（3）整體空氣動(dòng)力學(xué)方法

熱量總體輸送系數(shù)

---湍流熱通量的曳力系數(shù)T0,T地面及z高度的溫度U

是平均風(fēng)速感（顯）熱輸送通量第四節(jié)第四節(jié)水汽總體輸送系數(shù)下墊面溫度下的飽和比濕，z高度比濕潛熱輸送通量L蒸發(fā)潛熱動(dòng)量輸送通量第四節(jié)動(dòng)量總體輸送系數(shù)，也稱動(dòng)力拖曳系數(shù)3）地面與下層間的熱量交換第四節(jié)為土壤導(dǎo)熱系數(shù)，為土壤溫度為土壤導(dǎo)溫系數(shù)為土壤密度為土壤比熱（J/gC）Z（1）理論公式土壤成分粘土礦物土壤有機(jī)物花崗巖水空氣（20C）冰（0C）比熱（J/gC）0.750.962.500.8374.181.0042.101熱容量（J/cm3C）2.0482.4242.7082.1774.180.0011.900土壤各種成分的比熱和熱容量第四節(jié)土壤種類干沙土濕沙土壤土花崗巖水（20C）空氣冰導(dǎo)熱系數(shù)（J/smC）0.15242.25720.1884.0540.6280.02092.1736導(dǎo)溫系數(shù)（cm2/s）0.00130.0120.0070.0190.00150.1610.012幾種物質(zhì)的導(dǎo)熱系數(shù)和導(dǎo)溫系數(shù)（2）氣候?qū)W計(jì)算土壤5cm與20cm的土溫差地-氣溫差地表與下層的熱量交換參數(shù)化a=2.826,b=0.486,c=-0.7774）地面冷、熱源（1）定義：某一地區(qū)地表有湍流熱量向大氣輸送，稱該地區(qū)為熱源，反之為地面冷源（熱匯）。（2）方程式：熱源冷源我國地表熱源分布（圖3.13，3.14）5）地表熱量平衡的分布

地表面與大氣間感熱輸送年總量分布

（單位：kcal·cm-2·a-1）

中國年平均感熱通量密度的分布（單位：kcal·cm-2.a-1）

北高南低高值區(qū)：塔里木盆地內(nèi)蒙古高原低值區(qū)：四川貴州等地全球潛熱輸送年總量的地理分布（Kcal·cm-2）

中國年平均潛熱通量密度的分布（瓦/米2）

緯向分布由南向北遞減

洋面與深層水體的熱量輸送年總量的地理分布(Kcal·cm-2)赤道、熱帶地區(qū)：洋面向下輸送熱量北半球中高緯地區(qū)，深層水體輸送給大氣暖海流活動(dòng)區(qū)：深層海水通過洋面向大氣輸送熱量最多南北半球冷洋流活動(dòng)區(qū)，大洋表面從太陽和大氣獲得熱量，向深層輸送

6）地表面熱量平衡的緯圈平均緯度帶陸地海洋全球RLEHRLEHC0RLEHC070～60oN60～5050～4040～3030～2020～1010～00～10oS10～2020～3030～4040～5050～60全年平均92113401884242826803098330833083140297125961842146520936709631047963796134023872554188411721214921921113025137783714651884175892174512561800138292154496396318001680376846475066519153175108456438523014192638101281968280540194563489943544154473144383433213514653433921795670586293293293251377461461251377377--1256-963-795-837-209-1265449210-335-4262884092115492261318239354564477348574689418736842972192633078371382188427213140397838943768410336843182209314652763461544754963879670418377586754586293377544-377-377-377-502-84-844617120-251-84586840全球表面熱量平衡各分量的緯圈年平均值(MJ/m2）

海