辐射强迫和温度
5.1.1.入射辐射
年平均
纬向的入射太阳辐射的分布图5.2所示为在年平均值和至日的大气顶部。它的分布是一个结果的球形几何地球和倾斜，如图5.3所示。如果地球的轴在赤道处，平均入射通量在Smax = So/n = 435Wm-2时达到最大值，在两极处单调下降至零。然而，由于倾斜，两极在夏季半年期间确实接受了太阳辐射，因此赤道与两极的年平均差减小了，如图5.2所示。
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- 图5.2。年平均值和至日(图5.4)入射太阳辐射分布。例如，在南半球的冬至日(12月21日)，分布的轻微下降对应于极日的边缘。
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- 图5.3。在历史上的现在，地轴倾斜23.5°，指向北极星。我们画出夏至时地球向太阳倾斜时入射的太阳辐射。
季节性
地球上任何地点的日平均辐射量在一年中都有变化，原因有二。首先，如图5.4所示，地球绕太阳的轨道不是圆形的;地球离太阳最近，因此在北半球冬至之后，大气顶部的太阳通量达到最大值。而地日距离的变化小于±2%;虽然相应的太阳通量变化不可忽略，但它对任何给定纬度上单位面积当地太阳通量年变化的贡献远小于太阳通量引起的变化
9月22日
9月22日
图5.4。地球绕太阳运行的轨道是椭圆形的，在图中被大大夸大了。最长(最短)的一天发生在夏(冬)至日，这时地球的自转轴指向(远离)太阳。地球离太阳最远(最近)在远日点(近日点)。季节是以北半球为标记的。
图5.4。地球绕太阳运行的轨道是椭圆形的，在图中被大大夸大了。最长(最短)的一天发生在夏(冬)至日，这时地球的自转轴指向(远离)太阳。地球在远日点(近日点)离太阳最远(最近)。季节是以北半球为标记的。
转轴的倾斜。在地球历史上的现在，自转轴从垂直方向倾斜23.5°，北极几乎指向北极星。在北方夏至时，北极倾斜向太阳的方向，北半球的白天是一年中最长的。相反，在北方冬至时，北极偏离太阳，北半球白昼最短。在春分时，白天和黑夜的长度相等。
冬至时，冬极没有辐射(也没有“极夜”内的任何地方)，但夏极一天24小时都有阳光。正是由于这个原因，当24小时内平均时，夏季极点的入射辐射实际上最大(略微)，如图5.2所示。然而，在夏季极点吸收的辐射由于高而低雪的反照率和冰。
在继续之前，我们应该强调地球的倾斜它围绕太阳的轨道不是恒定的，而是在很长的时间尺度上(104-105年)发生变化，这就是我们所知的米兰科维奇旋回．这些变化被认为在很长的时间尺度上，也许在节奏上，在气候变化中发挥作用raybet雷竞技最新冰期-间冰期旋回，这将在12.3.5节中讨论。
5.1.2.即将离任的辐射
净辐射预算地球大气层系统的年平均值，如图5.5所示。的吸收的太阳辐射(入射减去反射)在热带有一个很强的最大值
90°s 60" s 30°s 0" 30" n 80°n 90»n
图5.5。年平均吸收的太阳辐射，发射的长波辐射，以及净辐射，两者之和。赤道发射的长波辐射的轻微下降是由于深对流云(冷)顶的辐射，如图4.26所示。
90°s 60" s 30°s 0" 30" n 80°n 90»n
纬度
图5.5。年平均吸收的太阳辐射，发射的长波辐射，以及净辐射，两者之和。赤道发射的长波辐射的轻微下降是由于深对流云(冷)顶的辐射，如图4.26所示。
大约是两极的六倍。然而，发射的长波辐射的纬度变化要小得多，这意味着实际的极点到赤道的温度如果大气在每一纬度，每一列都处于热力学平衡状态，那么这种差异就会小一些。从全年平均来看，进入热带地区的辐射是净过剩的，而高纬度地区则是净不足的。由于必须满足局部能量平衡，图5.5表明必须有能量从低纬度向高纬度的传输来维持平衡(见本章末尾的问题1)。
5.1.3.大气的能量平衡
所需要的传输量根据卫星进行量化并绘制在图5.6中
90°S 60°S 30°S 0”30°N 60°N 90°N纬度
图5.6。向北的能源运输由大气顶部对太阳和太阳的入和出的测量推断地面辐射来自ERBE卫星。单位为PW = 1015W(见Trenberth和Caron, 2001)。这条曲线是通过对图5.5中绘制的“净辐射”进行经向积分推导出来的。参见第11章获得更详细的讨论。
90°S 60°S 30°S 0”30°N 60°N 90°N纬度
图5.6。ERBE卫星在大气顶部测量太阳辐射和地面辐射，推导出向北的能量输送。单位为PW = 1015W(见Trenberth和Caron, 2001)。这条曲线是通过对图5.5中绘制的“净辐射”进行经向积分推导出来的。参见第11章获得更详细的讨论。
测量大气顶部的太阳辐射和地面辐射(见11.5节)。在每个半球，隐含的能量通量约为6 x 1015w = 6pw .2正如将在以下章节(特别是第8章和第11章)中讨论的那样，这种输送是由流体运动实现的，特别是在大气中，但海洋也作出了重要贡献。
5.1.4.温度的经向结构
对流层
观测到的结构年平均温度对流层和平流层低层的T(其中超条表示纬向平均值3)和势温9分别示于图5.7和5.8。在对流层中，温度向上下降，(通常)向极地方向下降。年平均地表温度在纬度约60°的极地低于0°C，在赤道以北最高可达27°C。对流层的年平均极地与赤道温差通常为40°C。
如图5.8所示，常被称为等熵(常数9表示熵不变;(见第4章第5题)的表面，在对流层中向上向极点倾斜。此外，9(不像T)总是随着高度的增加而增加，反映了第4.3.2节中讨论的大气对干燥过程的稳定性。高度高度的轮廓线是平流层，高度高度的轮廓线是对流层。两者之间的转换，对流层顶是在热带比在极地高。
量X的纬向平均值通常写为X(带一个横线)，其中:
纬向平均气温(°C)
纬向平均气温(°C)
90s 00 s 90 s 0 30 n 60 n 90 n
Utitude
图5.7。年平均纬向平均气温，单位为°C。
90s 00 s 90 s 0 30 n 60 n 90 n
Utitude
图5.7。年平均纬向平均气温，单位为°C。
图5.9显示了由式4-30定义的年平均等效势温0e，生动地显示了热带地区强烈对流消除了0e垂直梯度的影响。这应该与图5.8所示的干势温度的大垂直梯度0形成对比。
平流层
图5.10再次显示了冬至条件下的纬向平均温度(这里是根据高度而不是压力绘制的，以强调高海拔)。第3章讨论的垂直温度结构特征在图5.10中更加清晰:对流层顶(高度10-16 km)和中层顶(近80 km)的温度最低，平流层顶(近50 km)的温度最高。注意这些特征在纬度上的变化，特别是对流层顶的变化，在热带地区它高而冷，而在高纬度地区则低得多而温暖。事实上，在亚热带地区有一种对流层顶的不连续性(“对流层顶间隙”)，正如我们将在第八章中看到的那样，这与急流中强风的存在有关。空气在对流层和平流层在垂直方向上(热带地区向上，温带地区向下)，这种变化非常缓慢，因此它有时间调整其潜在温度以适应环境值，以应对微弱的非绝热过程。然而，空气可以更快地通过对流层顶间隙进行交换，因为它可以通过几乎水平地沿着热带对流层上部和热带平流层下部之间的等熵表面绝热地进行交换。
平流层的纬向温度变化与入射辐射收支一致;它的温度在夏季极点最高，那里的平均入射辐射最强烈。然而，即使在夏天，对流层的极点仍然比热带地区冷得多。极地地区，在漫长寒冷的冬天之后，仍然覆盖着高反射的冰雪(没有时间在夏天融化)，因此有很高的反照率(通常在60%左右)，
纬向平均位温(K)
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