一、太陽輻射與天文氣候

太陽輻射在大氣上界的時空分布是由太陽與地球間的天文位置決定的，又稱天文輻射。由天文輻射所決定的地球氣候稱為天文氣候，它反映了世界氣候的基本輪廓。

太陽輻射能99.9%集中在0.2～10μm的波段，其中波長短于0.4μm的稱為紫外輻射，0.4～0.73μm的稱為可見光輻射，而長于0.73μm的稱為紅外輻射。紫外、可見光、紅外輻射分別約占太陽輻射總能量的7%、50%、43%。此外，太陽光譜在0.29～3.0μm范圍，稱為短波輻射，約占太陽總能量的97%，目前氣象站主要觀測這部分太陽輻射。在生物學(xué)中，常將0.4～0.7μm的光譜范圍稱作光合有效輻射。紫外輻射按照其在不同波段范圍的特性分為三部分，其中0.315～0.4μm的稱為UV-A，0.28～0.315μm的稱為UV-B，0.1～0.28μm的稱為UV-C。計算研究表明（王炳忠，2002），0.295～0.385μm紫外輻射占小于0.4μm紫外輻射的78%左右。

（一）天文輻射的計算

除太陽本身的變化外，天文輻射能量主要決定于日地距離、太陽高度和白晝長度。

1.日地距離

地球繞太陽公轉(zhuǎn)的軌道為橢圓形，太陽位于兩焦點(diǎn)之一上。因此日地距離時時都在變化，這種變化以一年為周期。地球上受到太陽輻射的強(qiáng)度是與日地間距離的平方成反比的，在某一時刻大氣上界的太陽輻射強(qiáng)度I應(yīng)為：

式中：b為該時刻的日地距離；a為地球公轉(zhuǎn)軌道的平均半徑；I0為太陽常數(shù)，根據(jù)1981年和1982年衛(wèi)星觀測太陽常數(shù)分別為1368W／m2和1372W／m2。近年氣候文獻(xiàn)則多采用1370W／m2。假使取a＝1（1個天文單位），b／a用ρ表示，則

一年中地球在公轉(zhuǎn)軌道上運(yùn)行，就近代情況而言，在1月初經(jīng)過近日點(diǎn)，7月初經(jīng)過遠(yuǎn)日點(diǎn)，按上式計算，便得到各月一日大氣上界太陽輻射強(qiáng)度變化值（給出與太陽常數(shù)相差的百分?jǐn)?shù)，如表3-1所示）。

表3-1　大氣上界太陽輻射強(qiáng)度的變化

由表3-1可見，大氣上界的太陽輻射強(qiáng)度在一年中變動于＋3.4%～-3.5%之間。如果略去其他因素的影響，北半球的冬季應(yīng)當(dāng)比南半球的冬季暖些，夏季則比南半球涼些。但因其他因素的作用，實(shí)際情況并非如此。

日地平均距離修正值為ρ2，其計算公式為：

式中：Q＝2π×n／365.2422；n為按天數(shù)順序排列的積日，又稱日序數(shù)。1月1日為0，2日為1；其余類推……

2.太陽位置

（1）太陽高度。太陽高度是決定天文輻射能量的一個重要因素。利用天球的地平坐標(biāo)和赤道坐標(biāo)來表示太陽在天球上的位置，用球面三角公式可以求出任意時刻太陽高度的表達(dá)式如下：

式中：h為太陽高度；φ為當(dāng)?shù)鼐暥?；δ為太陽赤緯，赤緯在赤道以北為正，在赤道以南為?fù)，一年內(nèi)在北半球夏至日δ為＋23°27′（即北回歸線），冬至日為-23°27′（即南回歸線），春、秋分日δ＝0°。ω為太陽時角，在一天中正午時ω＝0°，距離正午每差1小時，時角相差15°，午前為負(fù)值，午后為正值。

（2）太陽方位角。太陽方位對太陽輻射的計算意義不大，但它可以幫助我們更好地了解某一時刻太陽的準(zhǔn)確方位。

（3）太陽赤緯。太陽赤緯的計算公式如下：

表3-2是通過式（3-6）計算得到一年中每一天太陽赤緯角的。

表3-2　赤緯δ表（12時0分）（單位：°）

注：（1）用月份、日期查表，閏年1、2月份與平年同，從3月1日開始查閏年一行。
（2）一般情況（即不符合1992年、12時、120°E）查此表時，最大誤差不大于0.03°。

3.可照時數(shù)（白晝長度）

可照時數(shù)是指從日出到日沒的時間間隔。日出和日沒太陽正好位于地平圈上，太陽高度h＝0°，以-ω0為日出的時角，ω0為日沒的時角，根據(jù)（3-4）式，并考慮太陽光在大氣中的折射作用后得：

式中：TB為半日可照時數(shù)；r＝34′，為蒙氣差。

可照時數(shù)TA＝2×TB

TB化成時、分后，按下式算出日出時間TR（表3-3）及日落時間TS（表3-4）：

表3-3　日出時間（TR）表（地平時）

續(xù)表3-3

續(xù)表3-3

注：（1）根據(jù)本地緯度和月份日期查表。若緯度、日期恰好不在表中，用內(nèi)插方法求取。
（2）由于經(jīng)度時間年份不同，查此表時誤差不大于4分鐘。

表3-4　日落時間（TS）表（地平時）

續(xù)表3-4

續(xù)表3-4

注：（1）根據(jù)本地緯度和月份日期查表。若緯度、日期恰好不在表中，用內(nèi)插方法求取。
（2）由于經(jīng)度時間年份不同，查此表時誤差不大于4分鐘。

4.輻射計算

太陽高度為h時，單位面積上所獲得的太陽能為I×sinh。再考慮到日地距離的影響，每單位時間落到大氣上界任意地點(diǎn)的單位水平面上的天文輻射能量為：

將式（3-4）代入式（3-10），則得

由式（3-11）可以求出任一地點(diǎn)、任一天太陽輻射在大氣上界流入量（天文輻射）的日變化，以及一年中任一天白晝時任一時刻，地球表面水平面上天文輻射的分布。

考慮到時間t與時角ω具有如下關(guān)系：

式中：T為1日長度（24h＝1440min），將上式代入式（3-11），則

對式（3-13）從日出到日落，即從-ω0～＋ω0進(jìn)行積分，于是得到

（二）天文輻射空間分布

由式（3-14）計算出若干緯度上天文輻射的年變化如圖3-1所示，全球天文輻射的立體模式如圖3-2所示，北半球水平面上天文輻射的分布如表3-5所示。

圖3-1　不同緯度天文輻射的年變化

圖3-2　各緯度天文輻射的立體模式

表3-5　大氣上界水平面天文輻射的分布（單位：M·J／m2）

從圖3-1、圖3-2和表3-5中可以看出，天文輻射的時空分布具有以下一些基本特點(diǎn)，這些特點(diǎn)構(gòu)成了因緯度而異的天文氣候帶。在同一緯度帶上，還有以一年為周期的季節(jié)性變化和因季節(jié)而異的日變化。

（1）天文輻射能量的分布是完全因緯度而異的。就表3-5看來，全球獲得天文輻射最多的是赤道，隨著緯度的增高，輻射能漸次減少，最小值出現(xiàn)在極點(diǎn)，僅及赤道的40%。這種能量的不均衡分布，必然導(dǎo)致地表各緯度帶的氣溫產(chǎn)生差異。地球上之所以有熱帶、溫帶、寒帶等氣候帶的分異，與天文輻射的不均衡分布有密切關(guān)系。

（2）夏半年獲得天文輻射量的最大值在20°～25°的緯度帶上，由此向兩極逐漸減少，最小值在極地。這是因為在赤道附近太陽位于或近似位于天頂?shù)臅r間比較短，而在回歸線附近的時間比較長。例如在6°N與6°S間，在春分和秋分附近，太陽位于或近似位于天頂?shù)臅r間各約30天。在緯度17.5°～23.5°的緯度帶上，在夏至附近，位于或近似位于天頂?shù)臅r間約86天。赤道上終年晝夜長短均等，而在20°～25°緯度帶上，夏季白晝時間比赤道長，這是“熱赤道”北移（就北半球而言）的一個原因。又由于夏季白晝長度隨緯度的增高而增長，所以由熱帶向極地所受到的天文輻射量，隨緯度的增高而遞減的程度也趨于和緩，表現(xiàn)在高低緯度間氣溫和氣壓的水平梯度也是夏季較小。

（3）冬半年北半球獲得天文輻射最多的是赤道。隨著緯度的增高，正午太陽高度角和每天白晝長度都迅速遞減，所以天文輻射量也迅速遞減下去，到極點(diǎn)為零。表現(xiàn)在高低緯度間氣溫和氣壓的水平梯度也是冬季比較大。

（4）天文輻射的南北差異不僅隨冬、夏半年而有不同，而且在同一時間內(nèi)隨緯度亦有不同。在兩極和赤道附近，天文輻射的水平梯度都較小，而以中緯度約在45°～55°間水平梯度最大，所以在中緯度環(huán)繞整個地球，相應(yīng)可能有溫度水平梯度很大的鋒帶和急流現(xiàn)象。

（5）夏半年與冬半年天文輻射的差值是隨著緯度的增高而加大的。表現(xiàn)在氣溫的年較差上是高緯度大，低緯度小。再從圖3-1和圖3-2上可以看出，在赤道附近（約在南北緯15°間），天文輻射日總量有兩個最高點(diǎn)，時間在春分和秋分。在緯度15°以上，天文輻射日總量由兩個最高點(diǎn)逐漸合為一個。在回歸線及較高緯度地帶，最高點(diǎn)出現(xiàn)在夏至日（北半球）。輻射年變化的振幅是緯度愈高愈大，從季節(jié)來講，則是南北半球完全相反。

（6）在極圈以內(nèi)，有極晝、極夜現(xiàn)象。在極夜期間，天文輻射為零。在一年內(nèi)一定時期中，到達(dá)極地的天文輻射量大于赤道。例如，在5月10日至8月3日期間內(nèi)，射到北極大氣上界的輻射能就大于赤道。在夏至日，北極天文輻射能大于赤道，南極夏至日（12月22日）天文輻射量比北極夏至日（6月22日）大。這說明南北半球天文輻射日總量是不對稱的，南半球夏季各緯圈日總量大于北半球夏季相應(yīng)各緯圈的日總量。相反，南半球冬季各緯圈的日總量又小于北半球冬季相應(yīng)各緯圈的日總量。這是日地距離有差異的緣故。

二、輻射收支與能量系統(tǒng)

太陽輻射自大氣上界通過大氣圈再到達(dá)地表，其間輻射能的收支和能量轉(zhuǎn)換十分復(fù)雜，因此地球上的實(shí)際輻射與天文輻射有相當(dāng)大的差距。

（一）輻射能收支的地理分布

地-氣系統(tǒng)的輻射能收支差額（Rs）：

式中：Q和q分別為到達(dá)地表的太陽直接輻射和散射輻射，兩者之和稱總輻射Q0；a為地表的反射率；qa為大氣所吸收的太陽輻射能；F0為包括透過大氣的地面輻射和大氣本身向宇宙空間放射的長波輻射，又稱長波射出輻射。在式（3-15）中收入部分為短波輻射，支出部分為長波輻射，Rs又稱凈輻射。

根據(jù)實(shí)際觀測，到達(dá)地表的年平均總輻射（W／m2）如圖3-3所示。由圖3-3可見，年平均總輻射最高值并不出現(xiàn)在赤道，而是位于熱帶沙漠地區(qū)。例如在非洲撒哈拉和阿拉伯沙漠部分地區(qū)年平均總輻射高達(dá)293W／m2，而處在同一緯度的我國華南沿海只有160W／m2左右。我國年總輻射總量最高的地方在西藏為212.3～252.1W／m2，而同緯度的四川、貴州也是我國年總輻射總量最低的地區(qū)。

圖3-3　全球地表年平均總輻射（W／m2）分布圖

根據(jù)美國NOAA極軌衛(wèi)星在1974年6月至1978年2月掃描輻射儀的觀測資料分析發(fā)現(xiàn)：在極地冰雪覆蓋區(qū)地表反射率最大，可達(dá)0.7以上；其次在沙漠地區(qū)反射率亦甚高，常在0.4左右；大洋水面反射率較低，特別是在太陽高度角大時，反射率最小，低于0.08，但如洋面為白色碎浪覆蓋時，反射率會增大。

地-氣系統(tǒng)的長波射出輻射F0以熱帶干旱地區(qū)為最大，夏季尤為顯著。如北非撒哈拉和阿拉伯等地夏季長波射出輻射達(dá)300W／m2以上。極地冰雪表面F0值最低，冬季北極最低值在175W／m2以下，南極最低值在125W／m2左右。

地-氣系統(tǒng)凈輻射的分布特征為：兩極地區(qū)全年為負(fù)值，赤道附近地帶全年為正值，其余大部分地區(qū)是冬季為負(fù)值，夏季為正值，季節(jié)變化十分明顯。

地表對太陽短波輻射的吸收量，低緯度明顯多于高緯度。這一方面是因為低緯度天文輻射大，另一方面高緯度冰雪面積廣，反射率大，所以由熱帶到極地間太陽輻射的吸收值隨緯度的增高而遞減的梯度甚大。在赤道附近稍偏北處因云量多，減少了其對太陽輻射的吸收率。

地球長波射出輻射，高低緯度間的差值相對于短波輻射的吸收量小得多。這是因為赤道與極地間的氣溫梯度不完全是由各緯度所凈得的太陽輻射能所決定的。通過大氣環(huán)流和洋流的作用，可緩和高、低緯度間的溫度差。長波輻射與溫度的4次方成正比，南北氣溫梯度減小，其長波輻射的差值亦隨之減小。

F因此，在低緯度地區(qū)太陽輻射能的收入大于其長波輻射的支出，有熱量的盈余。而在高緯度地區(qū)則相反，輻射能的支出大于收入，熱量是虧損的。這種輻射能收支的差異是形成氣候地帶性分布，并驅(qū)動大氣運(yùn)動，力圖使其達(dá)到平衡的基本動力。

（二）地面能量平衡

當(dāng)?shù)孛媸杖攵滩ㄝ椛淠艽笥谄溟L波支出輻射，輻射差額為正值時，一方面要升高溫度，另一方面盈余的熱量就以湍流顯熱和水分蒸發(fā)潛熱的形式向空氣輸送熱量，以調(diào)節(jié)空氣溫度，并供給空氣水分。同時還有一部分熱量在地表活動層內(nèi)部交換，改變下墊面（土壤、海水等）溫度的分布。當(dāng)?shù)孛孑椛洳铑~為負(fù)值時，則地面溫度降低，所虧損的熱量由土壤（或海水等）下層向上層輸送，或通過湍流及水汽凝結(jié)從空氣獲得熱量，使空氣降溫。根據(jù)能量守恒定律，這些熱能是可以轉(zhuǎn)換的，但其收入與支出的量應(yīng)該是平衡的，這就是地面能量平衡。地面能量平衡決定著活動層以及貼近活動層空氣的增溫和冷卻，影響著蒸發(fā)和凝結(jié)的水相變化，是氣候形成的重要因素。

地面能量平衡方程可寫成下列形式：

式中：Rg為地面輻射差額；LE為地面與大氣間的潛熱交換（蒸發(fā)潛熱、蒸發(fā)量或凝結(jié)量）；Qp為地面與大氣間湍流顯熱交換；A等于地面與下層間的熱傳輸量（B）與平流輸送量（D）兩者之和。

式（3-16）中，地面得到熱量的各項為正值，地面失去熱量的各項為負(fù)值。在形成地面能量平衡中，這四者是最主要的，其他如大氣的湍流摩擦使地面得到的熱量，植物光合作用消耗的能量，以及與地面溫度不同的降水使地面得到或損失的熱量等，數(shù)值都很小，一般可以忽略不計。在組成地面能量平衡的四個分量中，由于輻射差額有明顯的晝夜變化和季節(jié)變化，因此其他分量也發(fā)生類似的周期性變化，而這種變化又因緯度和海陸分布而不同。地面凈輻射的地理分布較天文輻射復(fù)雜許多，而其他分量如地面蒸發(fā)失熱的年總量分布及地-氣顯熱交換的分布，則更為復(fù)雜。

（三）全球能量平衡

太陽輻射在全年投射到整個地球大氣圈上界的總能量為175 000×1012W，進(jìn)入地球大氣圈到達(dá)下墊面后，被大氣和下墊面直接反射回宇宙空間占30%，下墊面吸收太陽輻射而增溫，再轉(zhuǎn)換成長波紅外輻射，放射出占43%的能量。下墊面通過蒸發(fā)將水汽和潛熱能輸送給大氣，在大氣中通過一定過程凝云致雨，再下落至地面成為徑流，耗去潛熱能占22%。地-氣能量交換中耗于風(fēng)、波浪、對流、平流等的能量占0.2%。到達(dá)下墊面的太陽能還被耗于：①植物光合作用；②有機(jī)體腐爛；③潮汐、潮流等；④對流、火山和溫泉；⑤原子能、熱能和重力能等（圖3-4）。太陽輻射能是整個氣候系統(tǒng)的主要能源。在太陽輻射能的驅(qū)動下，通過氣候系統(tǒng)內(nèi)部的相互作用，產(chǎn)生能量的交換和轉(zhuǎn)移。這種相互作用在不同時間尺度內(nèi)進(jìn)行。例如在暖季晴天的上午，在強(qiáng)烈陽光照射下，水面有大量水汽蒸發(fā)，氣流上升將水汽輸送至上空，在天氣條件適合時，下午就可以形成云和降水，從下墊面帶去的潛熱和位能，很快就釋放出來。樹木在太陽能供應(yīng)下，通過光合作用，構(gòu)成其機(jī)體組織。后經(jīng)死亡腐爛，埋藏在地下，經(jīng)過漫長的地質(zhì)時期形成煤，人們用煤燃燒釋放出光和熱，這是經(jīng)過漫長時間太陽能轉(zhuǎn)換的實(shí)例。雖然太陽能儲存和釋放的時間尺度不同，它們對氣候都產(chǎn)生顯著的影響。各部分的能量收支都是平衡的。這些估算的數(shù)值是很粗略的，它們僅僅提供一個地-氣系統(tǒng)中能量收支的梗概。在這種能量收支下，形成并維持著現(xiàn)階段的地球氣候狀態(tài)。

圖3-4　全球能量級聯(lián)（energy cascade）