大气辐射学231~240

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1、化公式不同的原因，而只想说明它们的效果。图5．11表示从大气顶问外空射小的红外辐射与地表温度的关系。其中，曲线1是Budyko(1969)的经验公式；2是Sell—crs(1969)的经验公式，Cess(1976)的结果与此相近；3是oerleman和vandenDool(1978）的经验公式。图中O和×分别表示由北半球和南半球的气象卫星资料所得结果。由图可以看山，在上述公式中，T(x)项前面的系数(温度系数B)越大，曲线的斜率将越大。这就意味着，对于相同的地而温度变化，红外辐射量的变化也越大；反之亦然。换句话说，在相同的辐射扰

2、动条件下，斜率较大的曲线对应的地面温度的变化将较小，气候系统对外界扰动是较不敏感的。在上面的四种参数化方案中，Oerle—mans和vandenDool(1978)的温度系数B是最大的，这就是说，大气顶向外空射出的红外辐射对地而气温的依赖关系最强，因此，比较小的地面气温变化就可以补偿太阳辐射量变化的影响，气候状态是相对稳定的。图5．12表示红外辐射量对地面气温的依赖性与引起气候向全球冻结转移的太阳辐射量之间的关系。由图可以看到，B值愈小(大)，气候向全球冻结转移所需要的太阳辐射量的减少就愈小(大)。另一方面，B值愈小(大)，地球

3、内全球冻结状态向无冰雪覆盖的气候的转移所需要的太阳辐射量的增加就愈大(小)，正如图5．13所示。因此，恰当地对红外辐射量I(x)进行参数化，对于正确地描述气候系统的行为具有决定性的意义。对红外辐射量I(x)进行参数化的另外一个问题是如何恰当地把大气成分变化的效应（例如，大气温室气体的增加）包括进去。在能量平衡模式的参数化过程中，有很多方法用以考虑大气的温室效应。例如，经验参数化方法[式(5．18)]，以及对大气红外透过率进行订正[式(5．21)中的参数m]等。此外，雪冰反照率的参数化对于模式行为也具有极其重大的影响。除了前面介绍

4、的几种参数化方案之外，Feagre(1972)还提出了另一种方案Ɑ(x)=0.4860-0.0092[T(x)-273]{0.25≤Ɑ(x)≤0.85，对所有的温度}请注意它与Sellers(1969)的异同。不难看出，反照率的温度依赖关系越强，则气候系统对于一个外部扰动的响应就越灵敏。5．2．4二维能量平衡模式上述一维能量平衡模式在研究纬向平均以及全球平均气候状态上，获得了很大成功，特别是它们揭示了地球气候与太阳常数变化以及冰雪反照率反馈之间的本质物理关系。但是，模式只包含南北水平方向上的能量输送。那么，是否有可能在此基础上，

5、同时考虑垂直方向，建立一个二维(能量平衡)模式呢?从理论上来说，答案当然是肯定的，特别是在垂直方向上，可以来用像辐射—对流模式(见5．3节)那样的柱模式，比较精确地处理大气垂直方向上的辐射传输，考虑云和气溶胶等垂直不均匀分布大气成分对地面能量平衡和全球气候的影响。遗憾的是，许多实际问题阻碍了这类模式的发展，其中最重要的是，如何将大气不同高度上的南北纬向能量输送进行参数化；与地面能量输送相比，这方面的理论研究和实际观测资料更为缺乏。另外，为7达到必要的精度，如果这种参数化方案变得过分复杂，为什么不去求解原始动力方程并从而发展一个三

6、维模式呢?由于这样一些原因，目前几乎没有南北—垂直方向的二维模式；二维能量平衡模式主要是在南北(纬向)方向上增加一个经向(东西)方向来发展的。以下，介绍的是这类模式的一个比较典型的代表—一Sellers二维全球气候模式。5．2．4．1模式结构运用100×100，时间步长为一个月的箱室格点资料，Sellers(1976)建立了一个二维全球气候模式。模式首先对温度直减率、气流、大气比湿以及洋流的经向分量进行参数化处理。假定具有常定温度直减率6．5K／km的地球对流层大气从海平面(气压为po)一直扩展到气压p2＝200hPa的气层，那

7、么，其温度了的垂直分布就可以写作（5.49）式中，T0为海平面温度。然后，根据流体静力学方程和热成风方程，可以有（5.50）（5.51）式中，Rd为干空气气体常数，g为重力加速度，h为距悔平面的高度，f为Coriolis参数，u为纬向风速。模式同时假定（5.53）（5.54）式中，e为水汽压，e0为地表水汽压，v为经向风速。式(5.52)右边的指数项l+a1可以用e0表示(scllers，1973)。而式(5.51)和式(5.53)中摩擦层内的地表风速分量u0和v0可以通过运动方程得到。对于海洋，则假定（5.54）以及（5.55

8、）式中，TwB为假定的海底温度，取具为274K或者65ºS处的年平均海平面温度；vw可以理解为洋流在深度z处沿净的质量输送方向上的经向分量；表面洋流vw0被认为是风经过均一水面时所产生的拖曳力，可以用u0表达；按照均匀介质中热输送的经典理论，指数a应当等于(π/