上述的理想的全球平均辐射收支模式尽管与实际情况有差别，但却有助于我们理解实际全球平均辐射收支模式，如图3.14所示。

    在图3.14中，考虑影响全球平均能量收支模式的因子更多，辐射过程更加复杂，但与理想模式并无本质差别。这种能量收支平衡是对全球平均而言的。根据观测，影响能量收支的因子大部分都随纬度而变化，例如反射率(图3.15a)、长波辐射(图3.15b)，能量净实际收支的分布都随纬度而变化(图3.15c)。在低纬度，由于大面积的海洋，它具有低反射率的特征，因此吸收较多的短波辐射；在高纬度，由于冬季冰、雪的覆盖，它具有高反射率的特征，因此吸收较少的短波辐射。在气旋系统活跃的中纬度，云的覆盖增加了反射率。较高的反射率同样也出现在有深厚对流云覆盖的低纬度。长波辐射分布的特征表现为低纬度向高纬度减少。在中、高纬度的青藏高原，存在异常的长波辐射低值区。在低纬度对流云区的长波辐射要比无云区少得多。长波辐射值较小的地区表明存在云区和较低的温度。能量净实际收支的水平分布表明上述影响因子的综合作用。如图3.15c很明显地表示出能量净实际收支在低纬度有净收入，在高纬度有净支出。

    在本章第一节，我们已经了解到大气环流的形成及演变不仅取决于大气内部的种种过程，还决定于发生在大气上边界和下边界处的各种物理过程。在上面讨论的辐射能量净实际收支分布情况时，我们不难理解，大气内部直接获得的短波辐射很少，大气内部的能量获得主要还是通过下垫面的能量输送，而海洋下垫面的热量输送则尤为重要。因此我们需要了解反映全球海洋平均加热场特征的海平面平均温度(SST)的基本分布。

    如图3.16a、b所示，海洋平均温度的基本特征是纬向分布的，同时温度从赤道向极地减小，这反映辐射能量净实际收支的分布决定了温度随纬度的变化，在南半球表现尤为明显。但是由于海陆分布的热力差异，纬向温度场产生经向涡动，形成不同经度上的温度槽脊，这在北半球最显著。冬季北半球有两个冷中心分别位于西伯利亚东北部和格陵兰，南半球冷中心冬夏季都在南极洲大陆。夏季在北半球存在暖中心，位于北非撒哈拉大沙漠；南半球暖中心不明显。值得注意的是温度最高地带(热赤道)与地理赤道不相重叠，冬季在地理赤道以南，夏季在地理赤道以北。这种现象的出现说明海洋平均温度的分布除了太阳辐射的影响外，还受到诸多其他动力过程的影响，例如海洋表面的大洋环流(如图3.16c)的影响。比较图3.16a、b和图3.16c，可以发现暖的海流使得等温线折向极地，而冷环流则使等温线向赤道地区弯曲。这意味着暖洋流使得高纬地区的温度比单纯太阳辐射影响确定的温度要高；相似的，冷洋流使得低纬地区的温度减小。

    在图3.16a、b、c上，沿赤道由东向西的赤道暖洋流使得太平洋西部海域为暖水区(即保持SST的正距平)，而太平洋东部为冷水区(SST的负距平)。但是某些异常年份，相反的情况会发生，在秘鲁沿海的冷水区(图3.16d)会异常增暖，海洋环流发生逆转(如图3.16d)这就是厄尔尼诺现象。厄尔尼诺出现时，往往还伴随着横跨太平洋东部和太平洋西部及印度洋的气压距平的逆转(这种逆转又称ENSO事件)。可见海洋平均温度的分布受到很多动力过程的影响，而海洋平均温度分布的变化反过来影响大气和海洋环流

    1．全球平均辐射收支