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Earths Annual Global Mean

Energy Budget

J.T.Kiehl and Kevin E. Trenberth

National Center for Atmospheric Research,*Boulder,Colorado

翻译：CGC

很长时间里人类都试图搞明白地球的全球年平均的地气系统能量收支情况。第一个收支情况估计是有Dines在1917年给出的。这些年的卫星观测结果改善了我们对于全球年平均能量收支的估计。特别是在行星反照率和出射长波辐射方面不确定度的缩小提高了我们对地球能量收支的认识与理解。近些年，全球卫星驱动的对于降水的估计同样在决定全球年度平均地表潜热通量起到了作用。尽管我们有了这些在认识理解上的重要提高，但是还有很多对于能量收支的重要关键因素没有搞明白，特别是短波净吸收和长波表面辐射通量。

关于辐射能量部分，各种气体吸收体对气候系统辐射强迫贡献的估计值也有很大的变化范围。通过长短波光谱的详细模型我们揭示了各种吸收在决定地气系统辐射平衡中的重要作用，而这些都取决与云的存在与否。我们还调查统计这些辐射的波长。通过卫星观测约束大气顶的辐射模型，我们估计了这些辐射在地球能量平衡方面的贡献。我们还讨论了一些最近观测到的云短波吸收观测值对全球能源预算的不确定性。

第2节回顾了全球能量预算的以前估计，第3节介绍了我们对长波和短波能量预算的模型计算，第4节描述了地表潜热通量和显热通量的来源，第5节讨论了全球总体能源预算。

2. Previous energy budget studies

全球年均值的能量收支由大气顶部和地球表面不同波长的净辐射能量决定。在大气层顶部，净能量输入由来自太阳的入射短波辐射（日射）减去反射的短波能量决定。这两者之差定义了大气顶部的净短波辐射通量。为了平衡这种短波能量的流入，地气系统向太空发射长波辐射。到达大气顶部的长波辐射取决于充满大气的吸收和发射长波辐射的各种气体。因此，只有一小部分的地表发射的长波辐射可以直接进入太空。大气作为一种辐射的“毯子”，对气候系统产生辐射强迫。我们将这种气候系统的长波“辐射强迫“定义为有温室气体吸收和没有温室气体吸收的大气里达到大气顶的长波辐射之间的差异。这种强迫与“温室效应”不同，后者的吸收对地球表面温度的影响有关。在地球表面，从表面到大气的能量净通量由净（向下减向上）短波通量，净（向上减向下）长波通量以及潜热和感热通量组成。我们认为气候系统的长期平衡状态，要求大气顶部和地表的能量净流入为零。

在过去的80年里，我们有大量的全球年平均能源预算研究。在第一个预算（Dines 1917）之后，还有其他一些研究（例如Hunt et al.1986）。由于缺乏关于地球反射的太阳辐射的部分数量的知识，其中大多数受到严重限制，即行星反照率（planetary albedo）。行星反照率的早期估计范围从0.4到0.5（见Hunt等1986年对这些早期研究的综述）。来自Nimbus-7的卫星观测和地球辐射预算试验（ERBE）表明，行星反照率接近0.3。而国际卫星云气候学项目（ISCCP，Rossow和Zhang 1995）的结果显示0.33的反照率。表1给出了近期能源预算研究的总结，其中行星反照率接近观测值的0.3。请注意，我们用能量通量（W/m2）表示这些预算，而不是日照百分比。我们还在表1中列出了大气中吸收的短波通量。表1也列出了我们研究中的这些数值，并在以下各节中进行更详细的讨论。任何给定的能量通量都有相当大的变化。例如，净表面短波通量的范围从154到174 W/m2。 同样，净表面长波通量相差21 W/m2，而感热通量和潜热通量都有10 W/m2的散布。

表1的最后两行列出了辐射通量的“观测”估计值。Rossow和Zhang（1995）的结果是基于使用卫星数据和辐射模型来推断表面通量。 因此，它们不是完全基于观察。唯一直接辐射表面通量测量来自Ohmura和Gilgen（1993），他们利用全球能量平衡资料来得到他们对于全球平均长短波净辐射通量的最佳估计值。值得注意的是，这些观测值主要来自与地面站点。很明显，在短波表面通量估计中传播的20 W / m2量级也适用于这些观测估算的辐射预算。

3. Radiative energy budget

a. Top-of-atmosphere fluxes

卫星观测的大气顶层地球辐射预算大大改善了全球平均能量预算的估算。ERBE（见Ramanathan et al.1989）提供了从20世纪80年代中期开始的近5年的连续数据。这些数据的全球年平均值（Kiehl et al。1994）表明，出射的长波辐射为235 W/m2，而平均吸收短波通量为238 W/m2。因此，测得的大气顶部能量预算平衡在3 W/m2以内。长期的Nimbus-7数据也存在类似的净失衡（Ardanuy et al。1992）。

尽管ERBE的结果被认为是大气顶层辐射中最具决定性的结果，它们只覆盖有限的时间。Nimbus-7有更长的时间序列，可以估计出与年际变率相关的取样变化（Ardanuy et al.1992; Kyle et al.1993）。年平均净顶部大气辐射从1978年后期到1986年有所变化，约为1 W/m2，其中一部分可能与大气中温室气体的积聚有关，也有一部分可能与气候系统内储热的变化有关，如与厄尔尼诺事件相关的事件，但肯定在仪器的不确定性之内。Barkstrom等人.（1989）对ERBE扫描仪数据的不确定性进行了估计，每月的平均区域基准为短波和长波辐射约5 W/m2，全球平均年平均辐射量估计也有5 W/m2的不确定性。Rieland和Raschke（1991）提出了更全面的误差估计。通过结合3颗卫星的数据得出由于昼间采样的输出长波辐射，吸收太阳辐射和净辐射导致的平均均方根（rms）采样误差为0.9，3.4和3.5 W/m2, 然而，只有一颗卫星时，这些数字增加到约3, 8和9 W/m2。此外，当包含数据反演程序的其他不确定性时，最终的ERBE rms不确定度估值为三颗卫星组合的7.8 W/m2和一颗卫星的11 W/m2。Nimbus-7，NOAA-9，NOAA-10和ERBS卫星（后三者用于ERBE）的辐射结果之间的比较由Kyle等人（1990年）和Bess和Smith（1993年）得到。

基于这些误差估计，我们假设ERBE不平衡中的大部分偏差在大气顶部的短波吸收通量中，在昼夜周期采样和建模，表面和云不均匀性上短波通量的获取比长波通量获取更为敏感。因此，我们使用235W/m2的ERBE输出长波通量来定义吸收的太阳通量。不同卫星任务的总太阳辐照度平均值从1365到1373 W/m2不等（见1994年国家科学院审查;还有Ardanuy等，1992）; 估计这个的年周期的变化是 1.3 W/m2。在这里，我们假设一个1367 W/m2的“太阳常数”（Hartmann 1994），并且由于入射的太阳辐射为四分之一，即342W/m2，所以隐含了31％的行星反照率。

b. Longwave radiation

我们必须依靠模型计算来确定地表辐射通量。如上所述，表面发射的长波辐射被整个地球大气中的温室气体和云层吸收并再次发射。长波辐射的传递取决于吸收气体的局部温度和给定波长辐射的发射率。这种发射率随波长而变化。同样重要的是要注意不同的气体可以吸收相同波长的辐射; 这被称为重叠效应(overlap effect)。在有云的情况下，辐射的传递取决于云的数量、云吸收和再发射长波辐射的效率，即云的发射率，以及云顶和底层的温度。我们采用窄带Malkmus模型（见Kiehl和Ramanathan 1983; Kiehl 1983）来表示长波辐射传输的上述物理特性。该模型计算规定光谱间隔的大气吸收。这些间隔中的每一个包含由于吸收大气（水蒸气，二氧化碳，臭氧，甲烷和氧化亚氮）而产生的吸收线。吸收线的数据来自综合光谱数据库（Rothman等，1992）。我们假定云存在三层，并假定这些层是随机重叠的。

为了计算辐射通量，有必要指定吸收物体（气体和云）的垂直分布和温度。我们使用美国标准大气，1976年的温度，水蒸气和臭氧垂直廓线（Liou 1992年的附录B）。我们假设CO2体积混合比为353ppmv，CH4混合比为1.72ppmv和N2O混合比0.31 ppmv，这些气体是这些气体的浓度参照1990IPCC（Houghton等，1990）。虽然有许多其他痕量气体（如CFC 11和CFC 12）对气候变化研究很重要，，但本研究的重点是将目前大气的能量预算考虑在几个W/m2之内; 因此我们忽略了对辐射预算贡献小于1 W/m2的气体。基于Coakley等人的工作，我们也忽略了气溶胶的长波效应。（1983年）。

ERBE数据意味着全球平均晴天外出长波通量接近265 W/m2。这个观察结果可以用来检查假设廓线和辐射模型的一致性。使用美国标准大气，1976年的窄带模式剖面产生的通量为262 W/m2，令人惊讶地接近观察到的通量。我们将标准大气对流层比湿度剖面减少12％，以确保模型与观测到的全球平均晴空通量的一致性。调整水汽廓线的需要可能部分归因于长波晴空ERBE数据的偏差（见Hartmann和Doelling 1991; ）为了获得235 W/m2的多云天空顶层大气通量，模型中引入了三层云。1至2 km之间的低云层，面积分数为49％，5至6 km之间的中等云量为6％，10至11 km之间云量高达20％。这假定随机重叠意味着62％的总云量，与ISCCP一致（Rossow et al。1993）。假设中低层云的发射率为1，而对于高层云，发射率设置为0.6。使用上述吸收物质的垂直廓线，温度和云特性确保了与全球平均ERBE数据一致的顶部大气宽带辐射预算。我们已经对我们的模型对三层中假定的云分数进行了灵敏度分析。我们依次把低云，中云和高云量增加2％，同时保持总云量相同。大气顶部和表面的通量变化小于2 W/m2，这表明我们的结果对任何层中的确切云分数都不敏感，只要总云保持固定。请注意，我们使用单列模型来表示大气的平均通量条件。这不同于计算通量的全球分布，然后对这些分布进行平均以获得全球辐射预算，并且这部分考虑了调整水汽廓线和云特性的需要。为了检验使用一维模型的重要性，我们将我们的辐射通量与美国国家大气研究中心（NCAR）CCM3（Kiehl et al。1996）的一个三维气候模型进行了比较，该模型实际计算了 地球上的每个网格点。来自这个模型的全球平均顶层大气通量与ERBE非常一致。如果我们将三维气候模型（未以任何方式调整）的全球平均表面辐射通量与我们的一维结果进行比较，我们发现一致性小于5 W/m2。这意味着利用ERBE观测对大气顶部的一维模型约束在地表辐射通量上造成了很强的约束。

表2给出了大气宽带长波预算; 它列出了晴朗多云的天空条件。长波云的强迫，晴空减去多云的通量，为30 W/m2，与年平均ERBE值密切相符，因为它应该是因为晴天和多云天空顶层大气通量都调整为ERBE数据。地表向下的通量很大程度上取决于云的存在。对于晴天的情况，大气向地表的辐射量为278W/m2，而在阴天的情况下，它会增加46 W m-2。这主要是由于低云底部的黑体辐射造成的，这表明了为什么从卫星观测中获取长波表面通量是如此困难。 由于净长波表面通量对云底高度和低云量的强烈依赖性，表面能量预算中的这一项必须被认为是高度不确定的，并且无疑解释了表1中列出的预算中的大部分变化。

图1显示了多云天空情况下地球表面和大气顶部的向上长波光谱辐射。因此，这些通量在波长上的积分产生表2中列出的宽带通量。地表发射被假设符合普朗克公式，并假设发射率为1。全球范围内，表面发射率的变化会导致净长波通量的变化小于5 W/m2（Briegleb 1992）。

各种气态成分（H20，CO2，O3，CH4和N20）和云的大气吸收和发射导致大气顶部的光谱发射。最大的辐射发生在8和12微米之间（所谓的大气窗口）。地面发射和顶部大气发射之间的差异决定了长波辐射强迫（图2），这清楚地表明二氧化碳造成的强吸收发生在15um，臭氧为9um，而水汽的影响分布在所有波长。值得注意的是由于CO2分子振动模式造成很多吸收带，辐射强迫从15um为中心延伸到12~18um。事实上，正是这一系列频带集中在15 um，确保这个频带对于目前和未来的CO 2预计量不会接近饱和，尽管这进一步意味着来自CO2增加的长波辐射强迫不是线性的，而是更接近于近似值 对数增加。

在所有波长上积分导致总长波辐射强迫（）为155 W/m2。如前所述，长波云迫使（LWCF）为30 W/m2。因此，根据定义

晴空辐射强迫（）为125W/m2。

请注意，这种关系只适用于宽带通量。因为对于给定的光谱区域，水汽和云中的液态水的吸收之间存在强烈的重叠。我们考虑了长波云强迫的光谱分布（图3）。请注意，云对输出长波通量的最大影响是在大气窗口（8-12 /mu;m）。

在这125 W/m2晴空温室效应中，我们可以问，每个大气吸收器的相对贡献是多少？ 这个问题的详细答案由各个气体吸收特征之间的重叠而变得复杂。

我们通过从辐射模型中顺序移除大气吸收体来计算给定气体的长波辐射强迫。我们在晴朗多云的天空条件下进行这些计算，以说明云对给定吸收体对总辐射强迫的作用。表3列出了每个吸收体对晴空总辐射强迫的贡献。

对于晴空，水汽是最重要的温室气体，占总数的60％。第二个最重要的温室气体是二氧化碳，贡献了32 W/m2，它与Charnock和Shine（1993）一致，但不同于Kandel（1993）估计的50 W/m2。综合效应栏中的结果是通过拆分气体之间的重叠

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