地表反照率变化的平衡响应
众所周知，陆地占地球表面的30%，只有50%的土地被植被覆盖(草地、森林、牧场和农田)，其余包括沙漠(25-30%)、大陆冰盖(11%)、苔原(6-9%)以及湖泊、河流和沼泽(2-3%)。不同类型的地表有不同的反射率(反照率)，对太阳辐射的反应也不同。反照率则取决于太阳的高度植被类型、冰雪覆盖的性质和年龄，以及太阳辐射的波长。
云量对地球表面的反照率有显著的影响。云不仅吸收太阳辐射，而且将其散射，导致有效天顶的增加太阳角小的(<60°)，大的(> 60°)，太阳高度下降。太阳辐射波长的影响对反照率值有相当大的影响植被．这与叶绿素的吸收波段集中在0.4 ~ 0.7 pm的波段有关。在这个波段内，植物反射的太阳辐射比邻近的红外波段(覆盖波长从下午0.7到下午4.0)少三倍。为雪与土之间的比值反照率值在指定的波段内，平均分别为0.5和2.0。
对于上层大气边界几乎相等的入射太阳辐射，在两个光谱区间内衰减的不同性质决定了下垫面净反照率(光谱上的积分)的时空变异性。具体而言，冬季净反照率较夏季下降是由于第一段太阳辐射吸收减弱和散射增强所致，而夏季热带地区净反照率较中纬度地区下降是由于IR波段水汽对太阳辐射吸收增强所致，此时日日照与纬度基本无关。
我们还提到了陷阱效应(由于多次反射而导致的反照率下降)，这是由下垫表面的波动和植被覆盖元素造成的。植被高度由0.2 ~ 10 m变化时，反照率由0.25降低到0.1;苏格兰冷杉林的降幅是松林的两倍。应该记住，植被覆盖物的反照率取决于控制植物蒸发强度的环境温度，从而决定植物的颜色。也许正是这些特性解释了高纬度植被覆盖物的反照率小于低纬度的事实。
在测定冰和的烦恼冰雪反照率都不比在植物人的情况下少。事实上，根据Dickinson(1983)的说法，没有气泡的冰与海水的反照率相同，正因为如此，冰的反照率首先由气泡的大小和分布控制。同样，雪的反照率是由空气中冰晶的大小和分布决定的。的雪的反照率也取决于它的年龄(“雪老化”的影响)，下垫面的非均匀性，以及与高纬度有关的云量。
土壤和沙土表面的反照率变化范围从黑色有机土壤的0.1到白色沙土的0.5以上，还取决于其组成颗粒的大小和颜色(后者增加时，反照率降低)。但是土壤的湿度、它们的聚集状态、粗糙程度，特别是吸收有机物和矿物成分的相对含量完全抵消了这种影响。反照率对决定参数的依赖性可能在海洋表面最为人所知，对于海洋表面，不同太阳高度和粗糙度(波)值的净反照率在0.05到0.15之间变化。此外，随着太阳高度的降低，波浪的影响更加明显。
目前，有两种测定地表反照率的方法得到了广泛的接受:卫星法和库存法。第一种是利用多通道扫描辐射计记录不同光谱范围内的辐射场;第二种方法是基于对地面反照率测量数据的全面分析，并考虑到每种类型下垫面的面积。这两种方法的引入导致了地表反照率的全球地图的构建，结果是不同的，因为在第一种情况下，有用信号与大气噪声(云量、水蒸气和气溶胶)的分离存在误差，而在第二种情况下，对太阳高度、下垫表面粗糙度、土壤湿度和植被覆盖密度的估计是主观的。这导致即使是不同作者获得的地表反照率的纬向平均值的估计值也存在相当大的分散:在高纬度地区出现的最大差异达0.3，这是由于海冰区域、融水、铅和铅的处方不相同造成的小丘．但即使在温带和低纬度地区，可用的纬向平均地表反照率估计值之间的差异也可达0.06。很明显，空间场的局部特性甚至可以有更大的不同。
现在，我们将注意力集中在对数值实验结果的讨论上平衡反应的气候系统地表反照率的变化。在这样做的时候，我们限制自己只陈述主要事实。在三维模型框架内对这个问题的讨论是由Charney等人(1977)发起的，他们进行了三个实验。在第一个实验中，假设无雪地表的反照率为0.14;在北半球的沙漠地区，则被假定为0.35。在第二次实验中，测量了地表固有反照率在沙漠一直延伸到萨赫勒地区(北非的南部边缘地区)撒哈拉沙漠)、拉吉普丹(印度)和大平原西部(美国)，这些地区都模仿了沙漠化的过程。最后，在第三个实验中，在非洲中部、孟加拉国地区和密西西比河流域也实现了类似的反照率变化，模拟了植被破坏的过程。在所有情况下，假定海面温度和土壤湿度是恒定的。
这一系列数值实验最显著的结果是，不管预期如何，在六个被研究区域的平均地表反照率的增加导致下垫面吸收的太阳辐射不是减少而是增加。最后一种情况是由于云量的减少，这是由当地蒸发和邻近地区水蒸汽水平运输的减少引起的。反过来，局部蒸发的减少是由向下长波辐射的衰减决定的，相应地，由辐射平衡值和下垫面温度的降低决定的;水蒸汽水平输送的减少是由a的形成引起的循环细胞属季风型，叠加在大尺度大气环流上。
通过季风型环流单元的形成，我们指的是以下内容。下垫面和表面温度的降低大气层如果该地区的背景温度低于邻近地区的背景温度，则该地区的大气压力上升，反照率增加地区的向下垂直运动放大，否则，反照率增加地区的向上垂直运动衰减。垂直运动强度的相反变化发生在邻近区域。这有利于强化云的形成过程和冷凝。相应地，水汽向反照率增加区域的水平输送减少。
因此，在反照率增加的区域上空，大气中水汽的两个来源——局部蒸发和水平输送——都减少了反照率增加有利于增强气候的干旱。raybet雷竞技最新这是Charney(1976)发现的沙漠自我放大效应的本质。由于牧草的破坏，萨赫勒地区的干旱越来越频繁，这就是上述情况的表现。
此外，由于水平温度对比决定了季风型环流的强度和方向，这取决于反照率增加的区域的位置和程度，因此，自然地，下垫面局部蒸发的变化与大气中水蒸气水平运输的变化之间的比率并不总是处处相等。因此，根据Charney等人(1977)的研究，在萨赫勒、拉吉普丹和中非地区，水蒸汽水平输送的减少超过了当地蒸发的减少;在大平原的西部地区则相反;在密西西比河谷和孟加拉国，当地蒸发量的减少甚至伴随着水蒸汽水平输送的增加。
Carson(1982)在三维环流模型的框架内进行了类似的数值实验。在他的工作中，和查尼等人(1977)的工作一样，海面温度和土壤湿度是固定的;作为回报，反照率从0.1变为0.3，不是在特定区域，而是在没有冰雪的大陆的整个表面。结果确定，各地反照率的增加导致蒸发、大陆上空水汽水平输送和降水的减少，并导致海洋上空降水的增加(由于海面温度的固定和某种程度上的蒸发)。
显然，地表反照率变化时土壤水分不变的假设在现实中是不满足的。因此，下一步必须是拒绝它。Potter等人(1981)和Chervin(1979)采取了这一步。在前面提到的工作中，以地带性模型为基础;第二，以固定海温的三维环流模式为基础。在这两项工作中，地表反照率的变化都是局部性的:在第一项工作中，位于北纬20°线附近的面积为9 × 106 km2的区域反照率从0.16增加到0.35，在赤道和北纬10°线附近的另外两个区域(每个面积为7 × 106 km2)的反照率从0.07增加到0.16;在第二项工作中，北非(从地中海到北纬7.5°)和美国大平原西部的实际反照率分布被一个等于0.45的常数值所取代。
Potter等人(1981)提出的数据分析指出，在北纬20°纬线附近，反照率的增加决定了吸收太阳的局部减少辐射、温度下垫面，蒸发和降水。但事情并未就此结束。它还引起经向温度梯度的增加，增强了北方的蒸发哈得来环流圈以及它向南的位移。后者导致大气中温度和水分含量的下降，从而导致经向的减少感潜热向极地的输送，这反过来又涉及到海冰面积的增加，以及北半球大气中温度和水分含量的进一步下降。在南半球的变化气候特点由于南部哈德利环流的移动和与之相关的云量的减少，降水的增加而变得明显吸收的太阳辐射以及下垫面和北纬30度附近大气温度的升高。因此，南半球的温度和水分含量甚至略有增加。全球地表气温下降达0.2°C;全球大气含水率减少等于0.04 g/kg。
Chervin(1979)进行的数值实验证实了Charney et£j/。(1977)的结论，垂直运动的速度有变化，a温度下降下垫面和降水区域的地表反照率增加。根据Chervin(1979)，北非向上垂直运动的速度下降到2毫米/秒;下垫面温度降低至2℃;降水量减少最多5毫米/天，土壤含水量减少最多5厘米(土壤含水率为15厘米)。同时，在研究区域的南部(在北纬12.5°和7.5°之间的区域)
下垫面温度不降反升约0.5℃。换句话说，这里，不是负相关反照率和温度对于下垫面，则发生正相关。造成这种变化的原因是由于土壤含水量急剧下降，蒸发作用被抑制。
但上述气候特征的变化仅是中国局部地区所固有的增加反照率．在邻近地区，它们有相反的标志。结果表明，对于整个地球来说，下垫表面和表面大气层的温度变化仅为-0.25°C。这个温度下降的估计接近于Potter等人(1981)得到的结果。但应该记住，上述估计对应的是局部土地反照率的增加，而Potter et al.(1981)的估计符合全球土地反照率的增加。
我们把注意力集中在现有估计的近似性质上，这不是偶然的。通过这一点，我们强调，如果没有其他原因，只是模型和对应的稳态之间的差异，这些不一定必须彼此一致。但是如果用简单的热力学模型来描述，而不是全面的三维模型，会不会更好经向热传输明确地在海洋里?在海洋-大气系统的0.5维季节模型的框架内(见5.5节)，将无雪地表的反照率从0.19增加到0.25，数值实验的结果证明了这一问题并非毫无根据。
从数值实验结果来看，反照率的增加导致下垫面吸收太阳辐射减少，地表温度、蒸发、降水和径流减少。相应地，大气的水分含量和热释放由于水蒸气的相变减少。陆地表面和大气热源的温度下降会伴随着气温的下降，因此向下的长波辐射也会减弱。它会导致净长波的增加辐射通量在下垫面，但由于向上长波的增加，这种通量减小辐射通量．
长波辐射净通量的减少和下垫面吸收的太阳辐射的减少并不能完全相互抵消:后者占主导地位。因此，下垫面的净辐射通量值减小。下垫表面的潜热通量以类似的方式变化，从而决定了温度的降低热传递海洋进入大气的地区形成了寒冷的深水区，并增加了从大气进入海洋的热量传递在温带和低纬度地区。从这些区域向冷深水区输送的热量也减少了。在海洋的温带和低纬度地区，这并不是伴随着温度的上升，而是伴随着温度的下降。最后一种情况是由于海水向南、北两方框边界以南移动，导致南方框的海洋面积减少(见5.5节)。
还应注意的是，来自温带和低纬度海洋的经向热输送的减少导致冷深水形成区域的温度下降，而这反过来又导致进入深海的热输送减弱极地海洋海冰面积增加，下垫面反照率与地表气温正反馈效应进一步增强。
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