短波辐射

计算地表日照的起点是太阳辐射通量在大气顶部，Stoa, 99.9%位于0.2至100 pm的光谱波段。Stoa可以很容易地计算为地理位置、季节和时间的函数(参见Iqbal, 1983)。这部分太阳光谱下午4点以下通常称为短波辐射，约占Stoa的99.2%。然而，太阳辐射被一些大气成分吸收，并被云层和气溶胶反射和散射。精确计算入射短波辐射因此，在地球表面，来自Stoa的数据需要使用辐射传输模型，但在实际的积雪应用中，很少能获得驱动这种模型所需的数据。在大多数情况下，入射短波辐射是积雪最重要的能量来源(见第3.5节)。雪面短波辐射净通量SN为:

其中，Sf为反射短波辐射，a为反照率，即2.5.2节中讨论的光谱积分反射率。作为冰雪反照率年龄在0.50之间，湿雪新雪的反照率为0.95，积雪的反照率变化导致积雪吸收的能量显著不同。此外，地表和大气之间的相互作用随着季节的变化而发生重大变化雪覆盖了因为积雪覆盖的地面与裸露的地面反照率是完全不同的。

如果无法测量，通常有必要根据太阳天顶角和容易观测到的量(如总云量)将通量参数化。Key等人(1996)讨论并评估了一些这样的参数化。一般来说，首先计算晴天条件下的日照量，然后对云量进行校正。云是反光的;因此，云量的增加往往会降低短波辐射向下分量的大小high-albedo表面，例如雪，重要的是在任何使用的参数化中包括雪表面和云底之间的多次反射的影响(Shine, 1984;加德纳,1987)。

向下的短波辐射中有不可忽略的一部分以扩散的、几乎各向同性的辐射形式到达地面。其百分比主要取决于云量，各向同性大大简化了其参数化。正如Varley et al.(1996)所指出的，许多地形不均匀的地区(如高山地形)在冬季接受的直接辐射很少或没有，因此将直接辐射和扩散辐射分开建模是该地区的一个重要问题。此外，周围地形反射的漫射辐射也必须考虑在内(例如，Dozier, 1980;+, 1997)。

3.3能量平衡所涉及的通量3.3.2长波辐射

长波或地面辐射包含大约4到100 |^m的波长。地表向下的长波辐射，L|，来自大气气体(主要是水蒸气和二氧化碳)和云的热发射，而向上的长波辐射，Lf，来自地表的热发射。

虽然对L\的准确评估再次需要使用辐射传输模型，但水蒸气对红外辐射的相对强吸收意味着L\在很大程度上是由大气最低几百米的条件决定的(Ohmura, 2001)，因此，可以很好地参数化近地表变量的许多实际应用。与Stefan-Boltzmann方程类似，参数化通常采取如下形式:

其中ctsb是斯特凡-玻尔兹曼常数，Ta是近地表空气温度(单位K)， seff是大气的“有效”辐射率。seff通常仅被指定为云量、云量和近地表湿度(Konzelmann et al.， 1994)或晴空下近地表湿度(Brutsaert, 1975)的函数。云是非常有效的红外发射器发射率接近统一，而在晴朗的天空下，seff通常在0.75左右，但可能会达到0.55英寸的低值高山地区(马蒂,2000)。因此，对于固定的Ta，增加云量将增加长波辐射向下分量L\的大小。Key等人(1996)以及Konig-Langlo和Augstein(1994)给出了此类参数化的进一步例子。

由雪面温度、To(单位K)和雪红外发射率s(见2.5.3节)可计算出向上的长波辐射:

在积雪覆盖表面的表面边界层通常普遍存在的稳定分层条件下，To可能比Ta低几度，在(3.8)中使用Ta代替To可能会导致Lf的显著高估。在一个融化的雪盖，To可设置为273.15 K(0°C)。应该进一步指出的是，向下和向上的长波辐射通常都假设是各向同性的，导致的误差可以忽略不计(Pluss, 1997)。

为了解释非均匀地形中的长波辐射，有必要分别计算来自天空和周围地形的入射通量(Pluss和Ohmura, 1997)。他们表明，在积雪覆盖的环境中，表面温度通常低于空气温度，忽略了影响

由于对空气温度的低估导致的入射长波辐射倾斜斜坡上的通量。

3.3.3净辐射

总之，网络辐射通量表面为:

a的值对于净辐射的符号是至关重要的。在晴朗的天空下，例如反照率通常需要低于0.75,RN才会变为负值，因此表示积雪的能量增益为正(见式3.1)。然而，在阴天条件下，RN大多为负，与a的值无关。

此外，正如我们上面所看到的，云量对硅和锂有相反的影响。因此，目前还不清楚不断增加的云层覆盖将如何影响净辐射。在高反照率地表(如积雪)上，随着云量的增加，Li值的增加可能超过净短波辐射的减少，从而导致积雪获得的能量增加(Ambach, 1974)。这种积极的情况云辐射强迫最有可能出现在极地地区，在那里，短波区域的表面反照率和云透射率都很高，而太阳很低。然而，云辐射强迫的影响主要取决于表面和云的性质，在极地雪表面观测到正强迫和负强迫(Bintanja和van den Broeke, 1996)。

继续阅读:湍流热通量

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