輻射平衡

任何一個物體都能不斷地以輻射方式進行着熱量交換。地面和大氣與其它物體一樣，都在不斷地進行着這種熱量交換。在某段時間內，物體的輻射收支差值稱為輻射差額。當收入大於支出時，輻射差額為正值；反之，為負值；若收支相等，則稱為輻射平衡。差額為正時，物體有熱量盈餘，温度將升高；反之，則温度降低。 ^[1] 

太陽輻射是地球上的能量源泉，它是天氣和氣候形成及變化的基礎.太陽輻射是主要的氣候因子，地球上熱量的轉換，水汽的蒸發、凝結和輸送，都取決於太陽輻射的收支.長時期空氣柱的平均温度主要決定於地面長波輻射，地面長波輻射最終又與太陽人射輻射相聯繫，各月平均温度的南北梯度與太陽有效輻射的南北梯度基本上是一致的，這反映了温度場結構是與太陽輻射作用有密切的關係.對流圈西風急流強度位移，副熱帶高壓進退伸展，東風波強度變異等等，無不與太陽輻射的分佈密切相關，這表明了太陽輻射作用是大氣運動變化的直接原因。

因此，對輻射平衡的研究，不論是在探討天氣和氣候的形成機理方面，或是在分析天氣和氣候特徵及其變化規律方面，都具有重要意義.此外，太陽輻射涉及光、熱資源間題.人類生活和工農業生產建設需要根據各地的太陽輻射收支提供各種光熱指標和參量.所以太陽輻射收支的研究同樣具有很大的實用價值。 ^[2] 

太陽輻射及輻射平衡的研究，在19世紀已經開展，當時已發明了日射觀測儀器，並計算了天文輻射量隨緯度和季節的變化。

20世紀以來，不少學者分別提出了確定地球上或某些地區輻射平衡收支項的特徵及其氣候計算方法，並編寫了太陽輻射能和地球上輻射平衡的專著.接着又有不少這方面的研究和著作發表。如Robinson的太陽輻射，Paltridge 等的氣象學與氣候學中的輻射過程。

我國輻射平衡及其分量的計算分析已有很大發展，早在五十年代內，一些學者就在比較各種方法的基礎上提出了計算中國總輻射的公式，並對我國總輻射的年總量和季總量進行了計算分析。六十年代以後，短波輻射各分量的關係有了研究;計算已從年、季推進到月總量；公式中的係數也按中國地區取值。同時，長波輻射的計算也已開展，如用8種輻射圖解計算了北京地區的長波輻射，並進行了討論比較。

此外，還有不少人計算分析了我國一些地區的輻射氣候特徵。我們從1964年開始，利用我國一些台站的實測資料.對我國直達輻射、散射輻射、總輻射、反射輻射、有效輻射及輻射平衡六個分量的計算方法和時空分佈進行了比較系統完整的研究。

我們所取的資料在時間空間上都有很大的增加和擴充;計算各個分量時對國內外的主要公式都進行了比較，選用其中精度最好的方法;為了能使計算更為精確，公式中的係數不用固定的常數，而是隨季節和地理特徵而變化的;計算結果並與實測值和國外主要公式計算結果進行對照比較.我們的結果誤差較小，相對誤差一般都小於，極少數超過10%。 ^[2] 

地球表面由於吸收太陽輻射而獲得熱量，同時本身也以長波輻射的方式放出熱量，這種輻射收支差額即為輻射平衡值。若以R為輻射平衡，S為直達輻射，D為散射輻射，Q為總輻射，而Q=S+D都是短波輻射。α為地面反射率，E為有效輻射，則一個地區表面的輻射平衡方程可表示為：

。 ^[2] 

我國輻射平衡年總量低值區在川黔地區，數值只有35千卡/釐米^2.年左右，高值區在海南島，數值可達70-80千卡/釐米²·年，其他地區在40-60千卡/釐米²·年之間變動。

東部整個地區的輻射平衡年總量為50-60千卡/釐米²，東北和浙閩地區稍低，華北和兩廣稍高，這是因為東北太陽高度低，日照時間短，浙閩地區雖然太陽高度高些，但水汽充沛，故輻射平衡量相近。

雲南西部所處緯度雖低，但輻射平衡量反比緯度較高的青海地區為低，青海輻射平衡年總量有60千卡/釐米²，而云南西部只有50千卡/釐米²·年，這完全是受西南季風影響的關係。

西藏高原地勢高，直達輻射量大，但散射輻射小，反射率和有效輻射量大;新疆地區直達輻射量不如西藏大，但是散射輻射大，有效輻射量和反射率比西藏小，因此西藏高原和新疆地區的輻射平衡年總量相差不大。 ^[2] 

單位時間、單位面積地表面吸收的太陽總輻射和地面有效輻射之差稱為地面輻射平衡或地面輻射差額或地面淨輻射量。用地面輻射平衡公式表示：

。RLu為地面輻射，RLd為大氣輻射，α為行星反射率，

地面輻射能量的收支，決定於地面的輻射差額。當Rg>0時，即地面所吸收的太陽輻射大於地面的有效輻射，地面將有熱量的積累；當Rg<0時，則地面因輻射而有熱量的虧損。

（1）影響地面輻射差額的因子

影響地面輻射差額的因子很多，除了總輻射和有效輻射的因子外，還應考慮地面反射率的影響。反射率是由不同的地面性質決定的，所以不同的地理環境、不同的氣候條件下，地面輻射差額值有顯著的差異。

（2）地面輻射差額的日變化

一般夜間為負，白天為正。由負值轉到正值的時刻一般在日出後1h，由正值轉到負值的時刻一般在日落前1-1.5h。一般最高温度出現在從升温轉為降温的轉折點上，最低温度出現在從降温轉為升温的轉折點。因此，晴朗無雲的天氣裏，地面温度最高值並不出現在太陽高度角最高的正午，而是在午後一點鐘左右；最低温度出現稍遲於日出時刻。由於地面熱量傳輸給大氣，需要有一定時間，所以氣温日變化的最高、最低稍落後於地温日變化的最高最低，這就是地面輻射差額的日變化情況。

（3）地面輻射差額的年變化

引起年變化的原因是太陽高度的年變化、地表狀況反射狀況的變化、各雨帶的季節性變化。在一年中，一般夏季輻射差額為正，冬季為負值。通常最大值在夏季，受雨季的影響，地面輻射差額的最大值可能出現在雨季的前後；最小值在冬季。不同緯度上，地面輻射差額年變化不同，在23.5SN緯度之間，地面輻射差額的年變化曲線是雙峯型，即一年有兩次最大值；在23.5NS以北或以南，地面輻射差額的年變化是單峯型。

（4）地面輻射差額年平均總量的空間分佈特點(最大、最小值、原因)

①地面輻射差額隨緯度的增加而減少，最高值出現在低緯度，最低值出現在高緯度。從大陸到海洋，等值線在沿海出現中斷，因為海洋與大陸的反射率差異較大，因而等值線不連續。

②在整個洋麪和大陸表面上，地面輻射差額年總量都是正的。但在具有穩定的冰雪覆蓋的格陵蘭中部和南極大陸出現負地面輻射差額年總量。

③大陸表面最大值出現在潮濕的熱帶地區，但比同緯度的海洋表面小得多；乾旱地區地面輻射差額比同緯度濕潤地區和過分濕潤地區小得多。

（5）我國的輻射差額特點

受季風氣候和地形的影響，台灣西南最大，其次是青藏高原河谷地區和內蒙高原東部。低值中心在濕潤多雲的川黔山地，以長江流域以南的廣大地區。天山地區積雪較多，也是一低值區。

整個大氣層的輻射差額是負值，大氣要維持熱平衡，還要靠地面以其他方式來輸送熱量給大氣。

表達式為：

，其中Ra ：整個大氣層所吸收的太陽輻射。Rln、R_∞：地面和大氣上界的有效輻射。

大氣輻射平衡值R：在絕大多數情況下為負值, 總是失去能量。

我國對流層大氣輻射平衡值的分佈圖表明, 一月份Rn的最大值在雲南、廣西一帶, 可達1 60wm以上, 長江以南地區基本在10wm以上。西藏高原和東北地區中部Rn值最小, 在60wm以下。七月份大氣輻射平衡值遠較一月份小, 表明這時太陽輻射較強, 使大氣層吸收的太陽輻射增加, 總的輻射能損失減小。此時Rn的最大值在我國西南的邊緣地區, 可達80wm以上, 長江中下游, 東北地區中部,新疆北部、塔里木盆地及甘肅和內蒙西部R . 值最小, 不超過20wm。

這一方面與太陽輻射較強有關, 另一方面也與這些地區的雲量和下墊面温度有關, 雲量較多將減少地一氣系統的長波射出輻射, 而下墊面温度較高可使得地面有效輻射增加, 這些因素都有助於大氣層能量的增加。 ^[3] 

地球-大氣系統是指以地球表面為下限, 大氣上界為上限的空間系統。地氣系統的輻射平衡是指在大氣頂部地氣系統收入的太陽輻射總量和向宇宙空間逃逸出去的長波輻射之差。只有從衞星上才能直接觀測到地球-大氣系統的輻射平衡。這是地-氣系統重要的能量循環過程。對於全球來講, 地-氣系統的輻射平衡為零, 但對於個別地區而言則可正可負。因此, 它將極大地影響着地球上各種天氣過程的發生、發展, 併產生不同時間、空間尺度的氣候變化。 ^[4] 

地-氣系統的輻射平衡：如果把地面和大氣視為一個系統，此係統的輻射能收支差額稱為地-氣系統輻射平衡。表示為：

Rs =(S+D) (1-α) +q₀-F_∞，其中α為行星反射率，q_a和F_∞分別為大氣吸收的太陽輻射和大氣上界的有效輻射。

地氣系統的輻射差額收支情況：就個別地區來説，地氣系統的輻射差額既可以為正，也可以為負。但就整個地氣系統來説，這種輻射差額的多年平均應為零。

地－氣系統的輻射差額減去地球表面的輻射差額即為大氣圈的輻射差額。由於在任何緯度上，地球表面的輻射差額均大於地氣系統的輻射差額,所以在任何緯度上的大氣輻射差額都是負值，而且不同緯度上輻射差額的變化是比較小的。就全球範圍而言,長年平均狀況的輻射是近似平衡的,大氣系統的輻射差額為負，地面輻射差額為正，地面通過潛熱和感熱通量向大氣輸送熱量，以達到大氣系統的熱量平衡。

地-氣系統的輻射差額隨緯度增加而減少,逐漸由正值變成負值，正負值轉換的緯度又因季節而向北或南位移。總的來説，低緯度地區地-氣系統有熱量盈餘,高緯度地區地-氣系統有熱量虧損。這個特徵決定了地球上温度分佈的基本形勢，在大氣環流和不同下墊面（海陸分佈、地勢起伏、地面性狀等）的作用下形成地球上覆雜多樣的氣候。