气候形成的辐射因子

一、太阳辐射与天文气候

太阳辐射在大气上界的时空分布是由太阳与地球间的天文位置决定的，又称天文辐射。由天文辐射所决定的地球气候称为天文气候，它反映了世界气候的基本轮廓。

太阳辐射能99.9%集中在0.2～10μm的波段，其中波长短于0.4μm的称为紫外辐射，0.4～0.73μm的称为可见光辐射，而长于0.73μm的称为红外辐射。紫外、可见光、红外辐射分别约占太阳辐射总能量的7%、50%、43%。此外，太阳光谱在0.29～3.0μm范围，称为短波辐射，约占太阳总能量的97%，目前气象站主要观测这部分太阳辐射。在生物学中，常将0.4～0.7μm的光谱范围称作光合有效辐射。紫外辐射按照其在不同波段范围的特性分为三部分，其中0.315～0.4μm的称为UV-A，0.28～0.315μm的称为UV-B，0.1～0.28μm的称为UV-C。计算研究表明（王炳忠，2002），0.295～0.385μm紫外辐射占小于0.4μm紫外辐射的78%左右。

（一）天文辐射的计算

除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度和白昼长度。

1.日地距离

地球绕太阳公转的轨道为椭圆形，太阳位于两焦点之一上。因此日地距离时时都在变化，这种变化以一年为周期。地球上受到太阳辐射的强度是与日地间距离的平方成反比的，在某一时刻大气上界的太阳辐射强度I应为：

式中：b为该时刻的日地距离；a为地球公转轨道的平均半径；I0为太阳常数，根据1981年和1982年卫星观测太阳常数分别为1368W／m2和1372W／m2。近年气候文献则多采用1370W／m2。假使取a＝1（1个天文单位），b／a用ρ表示，则

一年中地球在公转轨道上运行，就近代情况而言，在1月初经过近日点，7月初经过远日点，按上式计算，便得到各月一日大气上界太阳辐射强度变化值（给出与太阳常数相差的百分数，如表3-1所示）。

表3-1　大气上界太阳辐射强度的变化

由表3-1可见，大气上界的太阳辐射强度在一年中变动于＋3.4%～-3.5%之间。如果略去其他因素的影响，北半球的冬季应当比南半球的冬季暖些，夏季则比南半球凉些。但因其他因素的作用，实际情况并非如此。

日地平均距离修正值为ρ2，其计算公式为：

式中：Q＝2π×n／365.2422；n为按天数顺序排列的积日，又称日序数。1月1日为0，2日为1；其余类推……

2.太阳位置

（1）太阳高度。太阳高度是决定天文辐射能量的一个重要因素。利用天球的地平坐标和赤道坐标来表示太阳在天球上的位置，用球面三角公式可以求出任意时刻太阳高度的表达式如下：

式中：h为太阳高度；φ为当地纬度；δ为太阳赤纬，赤纬在赤道以北为正，在赤道以南为负，一年内在北半球夏至日δ为＋23°27′（即北回归线），冬至日为-23°27′（即南回归线），春、秋分日δ＝0°。ω为太阳时角，在一天中正午时ω＝0°，距离正午每差1小时，时角相差15°，午前为负值，午后为正值。

（2）太阳方位角。太阳方位对太阳辐射的计算意义不大，但它可以帮助我们更好地了解某一时刻太阳的准确方位。

（3）太阳赤纬。太阳赤纬的计算公式如下：

表3-2是通过式（3-6）计算得到一年中每一天太阳赤纬角的。

表3-2　赤纬δ表（12时0分）（单位：°）

注：（1）用月份、日期查表，闰年1、2月份与平年同，从3月1日开始查闰年一行。
（2）一般情况（即不符合1992年、12时、120°E）查此表时，最大误差不大于0.03°。

3.可照时数（白昼长度）

可照时数是指从日出到日没的时间间隔。日出和日没太阳正好位于地平圈上，太阳高度h＝0°，以-ω0为日出的时角，ω0为日没的时角，根据（3-4）式，并考虑太阳光在大气中的折射作用后得：

式中：TB为半日可照时数；r＝34′，为蒙气差。

可照时数TA＝2×TB

TB化成时、分后，按下式算出日出时间TR（表3-3）及日落时间TS（表3-4）：

表3-3　日出时间（TR）表（地平时）

续表3-3

续表3-3

注：（1）根据本地纬度和月份日期查表。若纬度、日期恰好不在表中，用内插方法求取。
（2）由于经度时间年份不同，查此表时误差不大于4分钟。

表3-4　日落时间（TS）表（地平时）

续表3-4

续表3-4

注：（1）根据本地纬度和月份日期查表。若纬度、日期恰好不在表中，用内插方法求取。
（2）由于经度时间年份不同，查此表时误差不大于4分钟。

4.辐射计算

太阳高度为h时，单位面积上所获得的太阳能为I×sinh。再考虑到日地距离的影响，每单位时间落到大气上界任意地点的单位水平面上的天文辐射能量为：

将式（3-4）代入式（3-10），则得

由式（3-11）可以求出任一地点、任一天太阳辐射在大气上界流入量（天文辐射）的日变化，以及一年中任一天白昼时任一时刻，地球表面水平面上天文辐射的分布。

考虑到时间t与时角ω具有如下关系：

式中：T为1日长度（24h＝1440min），将上式代入式（3-11），则

对式（3-13）从日出到日落，即从-ω0～＋ω0进行积分，于是得到

（二）天文辐射空间分布

由式（3-14）计算出若干纬度上天文辐射的年变化如图3-1所示，全球天文辐射的立体模式如图3-2所示，北半球水平面上天文辐射的分布如表3-5所示。

图3-1　不同纬度天文辐射的年变化

图3-2　各纬度天文辐射的立体模式

表3-5　大气上界水平面天文辐射的分布（单位：M·J／m2）

从图3-1、图3-2和表3-5中可以看出，天文辐射的时空分布具有以下一些基本特点，这些特点构成了因纬度而异的天文气候带。在同一纬度带上，还有以一年为周期的季节性变化和因季节而异的日变化。

（1）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的。就表3-5看来，全球获得天文辐射最多的是赤道，随着纬度的增高，辐射能渐次减少，最小值出现在极点，仅及赤道的40%。这种能量的不均衡分布，必然导致地表各纬度带的气温产生差异。地球上之所以有热带、温带、寒带等气候带的分异，与天文辐射的不均衡分布有密切关系。

（2）夏半年获得天文辐射量的最大值在20°～25°的纬度带上，由此向两极逐渐减少，最小值在极地。这是因为在赤道附近太阳位于或近似位于天顶的时间比较短，而在回归线附近的时间比较长。例如在6°N与6°S间，在春分和秋分附近，太阳位于或近似位于天顶的时间各约30天。在纬度17.5°～23.5°的纬度带上，在夏至附近，位于或近似位于天顶的时间约86天。赤道上终年昼夜长短均等，而在20°～25°纬度带上，夏季白昼时间比赤道长，这是“热赤道”北移（就北半球而言）的一个原因。又由于夏季白昼长度随纬度的增高而增长，所以由热带向极地所受到的天文辐射量，随纬度的增高而递减的程度也趋于和缓，表现在高低纬度间气温和气压的水平梯度也是夏季较小。

（3）冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。随着纬度的增高，正午太阳高度角和每天白昼长度都迅速递减，所以天文辐射量也迅速递减下去，到极点为零。表现在高低纬度间气温和气压的水平梯度也是冬季比较大。

（4）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年而有不同，而且在同一时间内随纬度亦有不同。在两极和赤道附近，天文辐射的水平梯度都较小，而以中纬度约在45°～55°间水平梯度最大，所以在中纬度环绕整个地球，相应可能有温度水平梯度很大的锋带和急流现象。

（5）夏半年与冬半年天文辐射的差值是随着纬度的增高而加大的。表现在气温的年较差上是高纬度大，低纬度小。再从图3-1和图3-2上可以看出，在赤道附近（约在南北纬15°间），天文辐射日总量有两个最高点，时间在春分和秋分。在纬度15°以上，天文辐射日总量由两个最高点逐渐合为一个。在回归线及较高纬度地带，最高点出现在夏至日（北半球）。辐射年变化的振幅是纬度愈高愈大，从季节来讲，则是南北半球完全相反。

（6）在极圈以内，有极昼、极夜现象。在极夜期间，天文辐射为零。在一年内一定时期中，到达极地的天文辐射量大于赤道。例如，在5月10日至8月3日期间内，射到北极大气上界的辐射能就大于赤道。在夏至日，北极天文辐射能大于赤道，南极夏至日（12月22日）天文辐射量比北极夏至日（6月22日）大。这说明南北半球天文辐射日总量是不对称的，南半球夏季各纬圈日总量大于北半球夏季相应各纬圈的日总量。相反，南半球冬季各纬圈的日总量又小于北半球冬季相应各纬圈的日总量。这是日地距离有差异的缘故。

二、辐射收支与能量系统

太阳辐射自大气上界通过大气圈再到达地表，其间辐射能的收支和能量转换十分复杂，因此地球上的实际辐射与天文辐射有相当大的差距。

（一）辐射能收支的地理分布

地-气系统的辐射能收支差额（Rs）：

式中：Q和q分别为到达地表的太阳直接辐射和散射辐射，两者之和称总辐射Q0；a为地表的反射率；qa为大气所吸收的太阳辐射能；F0为包括透过大气的地面辐射和大气本身向宇宙空间放射的长波辐射，又称长波射出辐射。在式（3-15）中收入部分为短波辐射，支出部分为长波辐射，Rs又称净辐射。

根据实际观测，到达地表的年平均总辐射（W／m2）如图3-3所示。由图3-3可见，年平均总辐射最高值并不出现在赤道，而是位于热带沙漠地区。例如在非洲撒哈拉和阿拉伯沙漠部分地区年平均总辐射高达293W／m2，而处在同一纬度的我国华南沿海只有160W／m2左右。我国年总辐射总量最高的地方在西藏为212.3～252.1W／m2，而同纬度的四川、贵州也是我国年总辐射总量最低的地区。

图3-3　全球地表年平均总辐射（W／m2）分布图

根据美国NOAA极轨卫星在1974年6月至1978年2月扫描辐射仪的观测资料分析发现：在极地冰雪覆盖区地表反射率最大，可达0.7以上；其次在沙漠地区反射率亦甚高，常在0.4左右；大洋水面反射率较低，特别是在太阳高度角大时，反射率最小，低于0.08，但如洋面为白色碎浪覆盖时，反射率会增大。

地-气系统的长波射出辐射F0以热带干旱地区为最大，夏季尤为显著。如北非撒哈拉和阿拉伯等地夏季长波射出辐射达300W／m2以上。极地冰雪表面F0值最低，冬季北极最低值在175W／m2以下，南极最低值在125W／m2左右。

地-气系统净辐射的分布特征为：两极地区全年为负值，赤道附近地带全年为正值，其余大部分地区是冬季为负值，夏季为正值，季节变化十分明显。

地表对太阳短波辐射的吸收量，低纬度明显多于高纬度。这一方面是因为低纬度天文辐射大，另一方面高纬度冰雪面积广，反射率大，所以由热带到极地间太阳辐射的吸收值随纬度的增高而递减的梯度甚大。在赤道附近稍偏北处因云量多，减少了其对太阳辐射的吸收率。

地球长波射出辐射，高低纬度间的差值相对于短波辐射的吸收量小得多。这是因为赤道与极地间的气温梯度不完全是由各纬度所净得的太阳辐射能所决定的。通过大气环流和洋流的作用，可缓和高、低纬度间的温度差。长波辐射与温度的4次方成正比，南北气温梯度减小，其长波辐射的差值亦随之减小。

F因此，在低纬度地区太阳辐射能的收入大于其长波辐射的支出，有热量的盈余。而在高纬度地区则相反，辐射能的支出大于收入，热量是亏损的。这种辐射能收支的差异是形成气候地带性分布，并驱动大气运动，力图使其达到平衡的基本动力。

（二）地面能量平衡

当地面收入短波辐射能大于其长波支出辐射，辐射差额为正值时，一方面要升高温度，另一方面盈余的热量就以湍流显热和水分蒸发潜热的形式向空气输送热量，以调节空气温度，并供给空气水分。同时还有一部分热量在地表活动层内部交换，改变下垫面（土壤、海水等）温度的分布。当地面辐射差额为负值时，则地面温度降低，所亏损的热量由土壤（或海水等）下层向上层输送，或通过湍流及水汽凝结从空气获得热量，使空气降温。根据能量守恒定律，这些热能是可以转换的，但其收入与支出的量应该是平衡的，这就是地面能量平衡。地面能量平衡决定着活动层以及贴近活动层空气的增温和冷却，影响着蒸发和凝结的水相变化，是气候形成的重要因素。

地面能量平衡方程可写成下列形式：

式中：Rg为地面辐射差额；LE为地面与大气间的潜热交换（蒸发潜热、蒸发量或凝结量）；Qp为地面与大气间湍流显热交换；A等于地面与下层间的热传输量（B）与平流输送量（D）两者之和。

式（3-16）中，地面得到热量的各项为正值，地面失去热量的各项为负值。在形成地面能量平衡中，这四者是最主要的，其他如大气的湍流摩擦使地面得到的热量，植物光合作用消耗的能量，以及与地面温度不同的降水使地面得到或损失的热量等，数值都很小，一般可以忽略不计。在组成地面能量平衡的四个分量中，由于辐射差额有明显的昼夜变化和季节变化，因此其他分量也发生类似的周期性变化，而这种变化又因纬度和海陆分布而不同。地面净辐射的地理分布较天文辐射复杂许多，而其他分量如地面蒸发失热的年总量分布及地-气显热交换的分布，则更为复杂。

（三）全球能量平衡

太阳辐射在全年投射到整个地球大气圈上界的总能量为175 000×1012W，进入地球大气圈到达下垫面后，被大气和下垫面直接反射回宇宙空间占30%，下垫面吸收太阳辐射而增温，再转换成长波红外辐射，放射出占43%的能量。下垫面通过蒸发将水汽和潜热能输送给大气，在大气中通过一定过程凝云致雨，再下落至地面成为径流，耗去潜热能占22%。地-气能量交换中耗于风、波浪、对流、平流等的能量占0.2%。到达下垫面的太阳能还被耗于：①植物光合作用；②有机体腐烂；③潮汐、潮流等；④对流、火山和温泉；⑤原子能、热能和重力能等（图3-4）。太阳辐射能是整个气候系统的主要能源。在太阳辐射能的驱动下，通过气候系统内部的相互作用，产生能量的交换和转移。这种相互作用在不同时间尺度内进行。例如在暖季晴天的上午，在强烈阳光照射下，水面有大量水汽蒸发，气流上升将水汽输送至上空，在天气条件适合时，下午就可以形成云和降水，从下垫面带去的潜热和位能，很快就释放出来。树木在太阳能供应下，通过光合作用，构成其机体组织。后经死亡腐烂，埋藏在地下，经过漫长的地质时期形成煤，人们用煤燃烧释放出光和热，这是经过漫长时间太阳能转换的实例。虽然太阳能储存和释放的时间尺度不同，它们对气候都产生显著的影响。各部分的能量收支都是平衡的。这些估算的数值是很粗略的，它们仅仅提供一个地-气系统中能量收支的梗概。在这种能量收支下，形成并维持着现阶段的地球气候状态。

图3-4　全球能量级联（energy cascade）