从地表面发射出的长波辐射与重新收入的大气逆辐射之差，即从地表面净损失的长波辐射量，称为地面有效辐射。它的计算公式很多，一般采用：

　　I=I0（1—anb） (5.14)

　　I0为碧空条件下的有效辐射值；I为实际天气条件下的有效辐射；n为以10分位表示的云量；a和b均为系数。在碧空天气条件下的有效辐射I0可用下式表达：

　　I0=εσT4（a1＋b1·10c1e） (5.15)

　　式中e为水汽压，a1、b1、c1均为系数。

　　6.地表面的净辐射

　　总结以上能量平衡中各个部分的分量数值，则在地球表面上所收入的辐射能与所支出的辐射能之差，称为净辐射，亦称为辐射平衡。其基本表达形式是：

　　R＝（S＋D）（1-r）－1 (5.16)

　　R为净辐射；S＋D等于太阳总辐射Q；r为地球表面的反射率；I为地面有效辐射（参见图5－8）。

　　一地所能得到的净辐射数额，除了与太阳总辐射Q有直接关系外，还与地表的反射特征、发射能力以及大气状况有关系，但其中最主要的还是取决于到达地面的太阳总辐射量Q的大小。R/Q值的大小，反映出不同的自然表面特征及大气的组成状况。例如在开阔的水体表面上（海洋及湖泊），R/Q的数值较大。因为水体表面的温度较低，故其长波辐射量相对要小，而且水的反射率较小，这样到达地表面的太阳辐射值被反射掉的那一部分能量相对也较小，其结果是辐射净值R相对较大。而在干燥的沙漠地区，R/Q的数值相应较小，这是由于其地表面辐射大，有效辐射强，反射率也较高等因素造成的。鉴于这种情况，净辐射与太阳总辐射之间的关系，通常可用一个简单的线性公式表达：

　　R=aQ-b (5.17)

　　式中a，b均为系数，随下垫面状况及大气状况而变化。

（四）太阳辐射能的空间分布

　　假如把大气上界所获得的短波太阳辐射值（太阳常数）规定为100，则当其穿过大气抵达地表时，直接反射回空间的能量约占37份（其中27份由云层表面反射，7份由大气中的微粒散射出去，3份由地球表面反射）。剩余下的63份分别被大气和地表所吸收，其中大气吸收了20份（云吸收了12份，其余成分吸收了8份），地面吸收了43份。到达地面的这43份，是由直接辐射S（约为27份）和天空散射辐射D（约占16份）二者共同组成的。地面所吸收的这43份与大气所吸收的20份短波辐射能量，随之即刻向外发射长波辐射，它们在地球的表面与大气之间几经曲折往复后，最终亦要返回空间，从而在垂直方向上完成了能量的平衡过程。

　　在地表面的水平方向上，太阳辐射能的分配亦趋于向平衡状态发展。由地面和大气所吸收的63份辐射能，在地球表面的分配状况是不均匀的。其中除一小部分为高纬地区及极地所接受外，其余相当大比例的一部分由赤道附近的热带区域所接受，这是因为：

　　（1）在赤道附近的热带区域，整个年份内的太阳高度都比地球上其它区域高，而处于高角度的太阳照射下，地面不仅接受的辐射能量多（即辐射通量密度高），而且相对应的地表平均反射率亦比太阳高度角小时为低，这样反射掉的能量数值相对较少。这二者的直接后果是辐射能的总收入高；

　　（2）热带区域的海洋面积巨大。因为水比其它陆地物质的热容量大，热贮存量亦大，故作为热源的能力也就强；

　　（3）由于地球的形状以及地轴倾斜的角度等原因，每一度纬度值所占据的地球表面积，在赤道附近要比接近两极时大得多。全球表面积的1/3强位于赤道南北各20度之间的地域（共合40个纬度值）。

　　综上，在低纬地区出现了太阳辐射能的盈余，这必然意味着地球其它区域在能量收支上的不足。愈向高纬地区，这种能量收支上的不足就愈显著。以北半球为例，大约在纬度38°处，地面上太阳辐射能的收入与其支出达到平衡，由此向南，太阳辐射能的收支状况表现为盈余；向北，太阳辐射能的收支状况表现为亏缺。这种收支上的不平衡，势必引起南北之间全球规模的水平能量交换。大规模的气团活动，因温度差而引起的海洋洋流等，就是这种能量在水平分配上不均衡的体现，同时也是能量交换，使能量趋于平衡的重要手段。交换促进了全球表面自然地理过程的活跃，成为地球表面物质、能量迁移和交换的基本形式之一。从而，对于地球表面各处的能量收支以及环境变化，带来了直接影响。
　　本文标题：太阳辐射(8)
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