ФОРМИРОВАНИЕ КЛИМАТА ЛУЧИСТАЯ ЭНЕРГИЯ В АТМОСФЕРЕ ОПРЕДЕЛЕНИЕ

ФОРМИРОВАНИЕ КЛИМАТА ЛУЧИСТАЯ ЭНЕРГИЯ В АТМОСФЕРЕ

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВРЕМЕНИ Поступление энергии от Солнца на земную поверхность определяется его положением на небосводе, которое зависит от времени суток, года. важно уметь определять время и координаты Солнца. Основой для измерения времени является видимое движение Солнца. В астрономии за начало суток принято считать полдень, в гражданском счете времени - полночь. Момент, когда Солнце находится точно на юге. т. е. на линии небесного меридиана в месте наблюдения (верхняя кульминация Солнца), называется истинным солнечным полднем. Промежуток времени между двумя последовательными истинными солнечными полднями называется истинными солнечными сутками. В течение года продолжительность истинных солнечных суток неодинакова, поэтому за единицу времени в практической жизни принята средняя за год продолжительность истинных солнечных суток - средние солнечные сутки. Средние солнечные сутки являются основной единицей времени, которая делится на часы, минуты, секунды.

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВРЕМЕНИ Разность между средним и истинным солнечным временем называется уравнением времени Δτ = τm - τΘ где τm - среднее солнечное время. τΘ - истинное солнечное время. Значения Δτ для каждых суток года приводятся в астрономических таблицах. Земля при вращении делает полный оборот (360°) за сутки (24 ч) и соответственно поворачивается на 15° за 1 ч. на 15' за 1 мин. на 15" за 1 с. Каждому меридиану соответствует свое местное среднее солнечное время τm

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВРЕМЕНИ В гражданской жизни для упрощения счета времени принята система поясного времени. По этой системе весь земной шар разделен меридианами на 24 равных пояса по 15° каждый. Пояса обозначаются номерами от 0 до ХХIII. За средний меридиан нулевого пояса принят меридиан, проходящий через Гринвичскую обсерваторию под Лондоном, а ограничивающими его меридианами являются: меридиан 7, 5° з. д. и 7, 5° в. д от Гринвича. В пунктах, расположенных внутри каждого часового пояса, принимается время среднего меридиана этого пояса. Такое время называется поясным. Время каждого пояса отличается от времени нулевого пояса (Гринвичского или мирового) времени на число часов, равное номеру пояса. На территории РФ установлено декретное время на час вперед по отношению к поясному τД = τп + 1

ОПРЕДЕЛЕНИЕ КООРДИНАТ СОЛНЦА Положение Солнца на небесной сфере определяется высотой hΘ и азимутом А. Высота Солнца hΘ - это угол между плоскостью горизонта и направлением на Солнце. Азимут А - угол между плоскостью меридиана данного места и солнечным вертикалом (вертикальной плоскостью, проходящей и через Солнце), отсчитываемый от точки юга к западу от 0 до 180° или к востоку от 0 до -180°. Высота и азимут Солнца изменяются в течение суток; их значения в один и тот же час изменяются ото дня ко дню в течение года

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ Солнечная радиация - электромагнитная радиация Солнца, распространяющаяся в пространстве в виде электромагнитных волн со скоростью 300 000 км/с и проникающая в земную атмосферу. Излучение солнца, земной атмосферы и земли подчиняется законам излучения: Стефана-Больцмана – излучательная способность АЧТ пропорциональна 4 степени его абсолютной температуры: В = δТ 4 Вина – закон смещения длины волны – длина волны, на которую приходится максимум излучения обратно пропорциональна абсолютной температуре: λmax = b/T законами Кирхгофа и Планка

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиации. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0, 1 до 4 мкм. Она включает кроме видимого света еще ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. На коротковолновую часть излучения Солнца приходится 99% энергии, на все остальные виды излучения – 1%. За ультрафиолетовой частью спектра находится рентгеновское излучение, а за инфракрасной – радиоизлучение Солнца К длинноволновой радиации относят радиацию, излучаемую земной поверхностью и атмосферой с длинами волн от 4 до 100 мкм.

По местоположению линий и полос поглощения можно судить о составе солнечной и земной атмосферы, а по их ширине и интенсивности — о концентрации поглощающих веществ

СПЕКТРАЛЬНЫЙ СОСТАВ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ Спектр солнечной радиации (распределение лучистой энергии в потоке по длинам волн) близок к спектру АЧТ с температурой около 6000°К. Спектр солнечной радиации на границе атмосферы практически заключается между длинами волн 0, 17 и 4, 0 мкм, при этом его можно разделить на три качественно различные части: невидимую ультрафиолетовую (λ<0, 39 мкм) - приходится 7% энергии видимую (λ от 0, 40 до 0, 76 мкм), максимум приходится на зелено-голубую часть спектра - около 48% энергии невидимую инфракрасную (λ>0, 76 мкм) - 45% энергии

СОЛЯРНЫЙ КЛИМАТ ЗЕМЛИ Если бы на Земле не было атмосферы, а ее поверхность была однородной, то климаты земного шара определялись бы только количеством тепла, получаемого земной поверхностью от Солнца. Климаты зависели бы только от географической широты, определяющей высоту Солнца, и, для всех точек, находящихся на одной широте, были бы одинаковы. Соответственно один из важнейших факторов формирования климата - распределение солнечной радиации приходящей на горизонтальную поверхность "на границе атмосферы" или на земную поверхность при отсутствии атмосферы

СОЛЯРНЫЙ КЛИМАТ ЗЕМЛИ распределение солнечной радиации, приходящей на горизонтальную поверхность "на границе атмосферы" называют солярным климатом при отсутствии поглощения, рассеяния радиации, отражения ее облаками. Распределение солнечной радиации «на границе атмосферы» действительно существует на высоте нескольких десятков километров. Исходной величиной при расчете солярного климата является солнечная постоянная

СОЛНЕЧНАЯ ПОСТОЯННАЯ Солнечной постоянной (SΘ) называется поток солнечной радиации на перпендикулярную к лучам поверхность на границе атмосферы при среднем расстоянии Земли от Солнца, составляющий около 1, 353 к. Вт/м 2. Смысл слова «постоянная» состоит в том, что эта величина не зависит от поглощения и рассеяния радиации в атмосфере, а зависит только от излучательной способности Солнца. В течение года с изменением расстояния Земли от Солнца величина потока солнечной радиации изменяется на +/3, 5% от величины SΘ Интенсивность солнечной радиации на горизонтальную поверхность: S′ = SΘ sin hΘ Солярный климат земли определяется не только интенсивностью радиации, но и количеством солнечной радиации, поступающей на горизонтальную поверхность за сутки, за летнее и зимнее полугодия и за год.

В течение года суточные суммы солнечной радиации на экваторе и зоне 15° с. ш. – 15° ю. ш. имеют 2 максимума (в дни равноденствия – 21 марта и 23 сентября) и 2 минимума (в дни солнцестояния – 21 июня и 22 декабря)

Во внетропических широтах в году имеется 1 максимум (в день летнего солнцестояния) и 1 минимум (в день зимнего солнцестояния)

В день летнего солнцестояния (21 июня – северный и 22 декабря - южный) полюс получал бы в отсутствие атмосферы на 36% больше радиации, чем экватор из-за продолжительности дня. За год полюсы получают 42% от годовой суммы, приходящей к экватору, за летнее полугодие – 83% от радиации приходящей к экватору

Годовая амплитуда суточных сумм радиации наименьшая на экваторе, увеличивается с широтой и максимального значения достигает на полюсах

СОЛЯРНЫЙ КЛИМАТ В летнее полугодие максимальные полугодовые суммы радиации приходятся на тропические районы (20° - 30° широты) Зимние полугодовые суммы с широтой сильно убывают. Особенно большая скорость изменения приходится на 40° - 60° широты. Поэтому на этот пояс приходятся самые большие горизонтальные градиенты температуры, с которыми связана активность атмосферной циркуляции. Разность между летними и зимними суммами радиации растет с увеличением широты, максимум – на полюсах.

СОЛЯРНЫЙ КЛИМАТ Приток солнечной радиации на горизонтальную поверхность в отсутствие атмосферы (МДж/м 2) § § § в зимнее и летнее полугодия за весь год в зависимости от географической широты

ИЗМЕНЕНИЯ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В АТМОСФЕРЕ И НА ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ Проходя через земную атмосферу, солнечная радиация изменяется и по интенсивности, и по спектральному составу вследствие ее поглощения и рассеяния атмосферными газами и взвешенными в воздухе жидкими и твердыми частицами.

ПРЯМАЯ СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от диска Солнца, называют прямой солнечной радиацией. При наиболее высоком стоянии Солнца и при достаточной чистоте воздуха, можно наблюдать на поверхности Земли поток прямой радиации около 1, 05 к. Вт/м 2. В горах на высотах 4 -5 км наблюдались потоки радиации до 1, 2 к. Вт/м 2 и более. В сухом воздухе субтропических пустынь (Сахара) - до 1, 10 к. Вт/м 2 Максимально возможное в данных условиях количество радиации получает единица площади, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам. На единицу площади, расположенной под углом к солнечным лучам, придется меньшее количество лучистой энергии.

ИНСОЛЯЦИЯ Под инсоляцией обычно понимают приток радиации на горизонтальную поверхность. Инсоляция зависит от высоты Солнца над горизонтом, положения облучаемой поверхности (от угла падения лучей на данную поверхность), высоты над уровнем моря, а также от прозрачности атмосферы и от облачности Инсоляция определяет тепловое состояние земной поверхности, атмосферы и естественную освещённость на Земле. В конечном счете, от неё зависят общая циркуляция атмосферы и влагооборот на Земле, а стало быть, и климатические условия Земли. для расчета инсоляции горизонтальной поверхности: S′ = SΘ sin hΘ Инсоляция поверхности любой экспозиции (любой ориентации и любого наклона) зависит от положения солнца на небесном своде и от положения самой поверхности.

Годовая средняя инсоляция в верхней части земной атмосферы (вверху) и на поверхности планеты (внизу, расчетные данные)

Годовой ход среднемесячных значений прямой радиации (по данным Метеорологической обсерватории МГУ) на перпендикулярную (S) горизонтальную (S΄) площадки, а также ход ежемесячных максимальных значений (SMAX)

ПРЯМАЯ РАДИАЦИЯ И ИНСОЛЯЦИЯ Прямая радиация и инсоляция имеют ярко выраженный суточный и годовой ход. Различия в энергетической освещенности в полдень при ясном небе в январе и июле в первую очередь связаны с различиями в полуденной высоте Солнца, которая зимой меньше, чем летом. Минимальные значения в умеренных широтах приходятся на декабрь, когда высота Солнца всего меньше. Максимальная энергетическая освещенность SMAX приходится не на летние месяцы, а на весенние. Весной воздух наименее замутнен продуктами конденсации и мало запылен. Летом запыление возрастает. Летом увеличивается содержание водяного пара в атмосфере, что несколько уменьшает радиацию. Величины энергетической освещенности прямой радиацией (S΄и S) максимальны летом, когда самая большая продолжительность дня и высота Солнца.

РАССЕЯННАЯ СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ Рассеянная солнечная радиация — солнечная радиация, претерпевшая рассеяние в атмосфере и доходящая до земной поверхности от всего небесного свода. Ее поток изменяется в зависимости от высоты Солнца, состояния атмосферы и достигает значений порядка 0, 07— 0, 10 к. Вт/м 2. Около 26% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Около 2/3 рассеянной радиации приходит затем к земной поверхности.

РАССЕЯННАЯ СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ Рассеяние радиации обусловливается молекулами воздуха и взвешенными в воздухе частицами. Молекулярное рассеяние очень близко к рассеянию по закону Релея (применим при d<1/10 λ), т. е. обратно пропорционально четвертой степени длины волны радиации, подвергающейся рассеянию, следовательно, значительно сильнее рассеиваются лучи с малой длиной волны – фиолетовые и синие. этим обусловлен голубой цвет неба. Рассеяние взвешенными в воздухе частицами происходит обратно пропорционально второй и даже первой степени длины волны. В связи с этим всякое помутнение атмосферы обусловливает более равномерное рассеяние лучей с различными длинами волн. При наличии в атмосфере крупных частиц диаметром больше 1 -2 мкм наблюдается уже не рассеяние, а диффузное отражение. Поскольку падает белый свет, то диффузно отраженная радиация также представляет собой белый свет, поэтому цвет неба становится белесым. В результате рассеяния солнечный свет становится желтоватым. У горизонта Солнце становится почти красным, особенно когда в воздухе много аэрозолей

РАССЕЯННАЯ СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ зависит от продолжительности дня и высоты Солнца, прозрачности атмосферы, однако уменьшение прозрачности, т. е. увеличение числа аэрозольных частиц в атмосфере, не уменьшает, а увеличивает рассеянную радиацию. облачности рассеянная радиация при средних условиях облачности более чем в два раза превосходит ее величину при ясном небе. в отдельные дни облачность увеличивает эту величину в 3 -4 раза. характера подстилающей поверхности и от ее отражательной способности (альбедо), особенно велико влияние снежного покрова, который увеличивает рассеянную радиацию. В Арктике при сравнительно тонких облаках и снежном покрове рассеянная радиация летом может достигать 0, 70 к. Вт/м 2.

СУММАРНАЯ РАДИАЦИЯ Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности - прямую и рассеянную - называют суммарной радиацией: Q = S sin h +D где S - энергетическая освещенность прямой радиацией; D - энергетическая освещенность рассеянной радиацией; h - высота Солнца. частичная облачность, не закрывающая солнечный диск, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом; полная облачность уменьшает суммарную радиацию. в среднем облачность уменьшает суммарную радиацию. Полуденные значения суммарной радиации в летние месяцы под Москвой при безоблачном небе в среднем 0, 78 к. Вт/м 2, при Солнце и облаках - 0, 80, при сплошной облачности - 0, 26 к. Вт/м 2.

ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В АТМОСФЕРЕ В атмосфере поглощается около 23% прямой солнечной радиации. Больше всего энергии поглощается озоном (главным образом в верхних слоях атмосферы), водяным паром и углекислым газом (в нижних слоях атмосферы). Более сильным поглотителем солнечной радиации (УФ и ВС –все излучение с λ<0, 29 мкм) является озон - поглощает 3% прямой солнечной радиации. Из газов основным поглотителем радиации в атмосфере (ВС и ИК) является водяной пар. поглощают солнечную радиацию также облака и атмосферные примеси, т. е. аэрозольные частицы, взвешенные в атмосфере. В целом на поглощение водяным паром и на аэрозольное поглощение приходится около 15%, а остальные 5% поглощаются облаками Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра диоксид углерода. Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, поэтому поглощение азотом практически не отражается на потоке солнечной радиации. В несколько большей степени, но все же очень мало поглощает солнечную радиацию кислород - в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой его части.

ОСЛАБЛЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ АТМОСФЕРОЙ При прохождении солнечной радиации через атмосферу происходит ее ослабление, вызванное тем, что часть радиации рассеивается атмосферой, а часть поглощается. Оба эти процесса действуют одновременно, но роль и значение их в общем ослаблении солнечной радиации различны. Благодаря рассеянию радиации молекулами воздуха и частичками аэрозолей прямая солнечная радиация ослабляется, но увеличивается рассеянная. При этом, согласно закону Релея коротковолновая радиация рассеивается больше, чем длинноволновая; поэтому ослабление радиации за счет рассеяния играет основную роль в видимой части спектра. Ослабление солнечной радиации за счет поглощения происходит главным образом в ультрафиолетовой и инфракрасной областях спектра. Поглощенная лучистая энергия солнца переходит в другие виды энергии — тепловую, химическую и т. д.

Длина пути солнечного луча в атмосфере при различной высоте солнца чем меньше высота солнца над горизонтом, тем большую массу воздуха проходит солнечный луч и тем больше ослабление солнечной радиации

Ослабление солнечной радиации вследствие поглощения и рассеяния ее на пути сквозь атмосферу описывается законом Ламберта: S = S 0 e–am где S - интенсивность потока радиации у земной поверхности (или на любом уровне в атмосфере); S 0 – то же на границе атмосферы (или солнечная постоянная); а — объемный коэффициент рассеяния; m — оптическая масса атмосферы, которая зависит от высоты Солнца h над горизонтом. Если вместо e–a подставить p — коэффициент прозрачности (осредненный для всей радиации), получим закон Бугера: S = S 0 pm где p - так называемый интегральный коэффициент прозрачности (также обобщенный для лучей всех длин волн). При m = 1, т. е. при Солнце в зените, S = S 0 p, а p = S/S 0. Следовательно, коэффициент прозрачности показывает, какая доля солнечной радиации доходит до земной поверхности при отвесном падении солнечных лучей. Для идеальной атмосферы интегральный коэффициент прозрачности составляет около 0, 9; в реальных атмосферных условиях на равнине он колеблется от 0, 60 до 0, 85

ОТРАЖЕНИЕ И ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТЬЮ В результате отражения теряется от 5 до 20% суммарной радиации. В пустынях и, особенно в областях со снежным и ледяным покровом потеря радиации путем отражения больше. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в долях единицы или в процентах. Из общего потока суммарной радиации (Ssin h +D) отражается от земной поверхности (S sin h +D)*A, где А - альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (S sin h +D)*(1 -А) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией.

Альбедо земной поверхности зависит от свойств и состояния этой поверхности, ее цвета и шероховатости, от наличия и характера растительного покрова

АЛЬБЕДО РАЗЛИЧНЫХ ПОВЕРХНОСТЕЙ Темные и шероховатые почвы отражают меньше, чем светлые и гладкие. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо поверхности почвы меняется в пределах 10 -30%; у влажного чернозема оно снижается до 5%, а у сухого светлого песка может повышаться до 40%. Альбедо растительного покрова заключается в пределах 10 -25%. Альбедо поверхности свежевыпавшего снега составляет 80 -90%, давно лежащего снега - около 50% и ниже. Альбедо водных поверхностей в среднем меньше, чем альбедо поверхности суши. На отражательную способность воды оказывает влияние степень ее мутности. Для загрязненной и мутной воды величина альбедо заметно возрастает. Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов при высоком Солнце до 70% при низком; оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей равно 5 -10%. В среднем альбедо поверхности Мирового океана составляет 5 -20%. Альбедо верхней поверхности облаков - от нескольких процентов до 7080% в зависимости от типа и мощности облачного покрова - в среднем 50 -60%.

ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ АЛЬБЕДО ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ (для марта 2005 г. ) ОБЛАСТИ ПОВЫШЕННОГО АЛЬБЕДО - полярные области северного и южного полушария, внутритропическая зона конвергенции, умеренные широты северного полушария, область тропических пустынь

ПЛАНЕТАРНОЕ АЛЬБЕДО Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Также уходит в мировое пространство часть (около одной трети) рассеянной радиации. Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере, носит название планетарного альбедо Земли, или альбедо Земли. В целом планетарное альбедо Земли оценивается в 30%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.

ДЛИННОВОЛНОВОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ ЗЕМЛИ И АТМОСФЕРЫ

ИЗЛУЧЕНИЕ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность излучают длинноволновую радиацию. Земную поверхность с достаточной степенью точности можно считать серым телом. Поток излучения земной поверхности с достаточной степенью точности может быть выражен формулой: E s = δ σ Т 04 где δ — относительный коэффициент излучения; Относительный коэффициент излучения δ для различных поверхностей колеблется от 0, 85 до 0, 99. Наибольшей излучательной способностью в инфракрасном участке спектра обладает снег (δ =0, 986), в среднем для Земли δ =0, 95. Т 0 — температура земной поверхности, σ – постоянная Стефана. Больцмана 5, 6997. 10 -8 Дж. с-1. м-2. К-4. Земную радиацию еще называют собственным излучением земной поверхности. Поток излучения земной поверхности Es имеет тот же порядок величины, что и поток солнечной радиации S 0.

ИЗЛУЧЕНИЕ АТМОСФЕРЫ Излучение атмосферы имеет более сложный характер, чем излучение земной поверхности. Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиацию (хотя в сравнительно небольшой доле, около 15% всего ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от земной поверхности путем теплопроводности, а также при конденсации водяного пара, испарившегося с земной поверхности. Нагретая атмосфера излучает невидимую инфракрасную радиацию. Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности, остальная часть уходит в мировое пространство. Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением Ea.

ИЗЛУЧЕНИЕ АТМОСФЕРЫ Наибольшее встречное излучение - 0, 35 -0, 42 к. Вт/м 2 в среднем годовом у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром, а к полярным широтам оно убывает до 0, 21 к. Вт/м 2. Для равнинных станций умеренных широт среднее значение встречного излучения - 0, 21 -0, 28 к. Вт/м 2, на горных станциях - 0, 07 -0, 14 к. Вт/м 2. Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает инфракрасную радиацию в большой области спектра - от 4, 5 до 80 мкм, за исключением интервала между 8, 5 и 12 мкм. Поэтому этот интервал (8, 5 -12 мкм) называется окном прозрачности для земного излучения.

ЭФФЕКТИВНОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ Разность между собственным излучением земной поверхности (Es) и встречным излучением атмосферы (Ea) называют эффективным излучением Ee: Ee = E s – E a Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а, следовательно, и тепла с земной поверхности ночью. В среднем земная поверхность в средних широтах теряет через эффективное излучение примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощенной радиации. Благодаря атмосфере земная поверхность сохраняет такое количество тепла, которое Земля могла бы получить при увеличении солнечной постоянной на 22%. Если бы Земля была лишена атмосферы, то средняя температура Земли была бы не 15°, как это наблюдается в действительности, а -23°.

Средний тепловой баланс Земли, атмосферы и земной поверхности

ИЗЛУЧЕНИЕ В МИРОВОЕ ПРОСТРАНСТВО Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы, уходящее в космос, называется уходящей радиацией. Оно составляет около 70 единиц, если за 100 единиц принять приток солнечной радиации в атмосферу. Вместе с отраженной и рассеянной коротковолновой солнечной радиацией, выходящей за пределы атмосферы в количестве около 30 единиц, эта уходящая радиация компенсирует приток солнечной радиации к Земле. Таким образом, Земля вместе с атмосферой теряет столько же радиации, сколько и получает, т. е. находится в состоянии лучистого (радиационного) равновесия.

РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности: B = (S sin h + D)(1 - A) – Ee В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению и поэтому меняется в течение ночи мало, если только условия облачности остаются одинаковыми. Радиационный баланс системы земная поверхность— атмосфера это алгебраическая сумма потоков, радиации, входящих в земную атмосферу и уходящих из нее обратно

ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ СУММАРНОЙ РАДИАЦИИ Наибольшие значения суммарной радиации, как на суше, так и на океанах соответствуют поясам высокого давления северного и южного полушарий. По направлению к полюсам суммарная радиация уменьшается. Некоторое уменьшение рассматриваемых значений характерно также для экваториальных широт, что связано с большой повторяемостью пасмурного состояния неба в течение всего года

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ СУММАРНОЙ РАДИАЦИИ Распределение изолиний суммарной солнечной радиации носит в основном зональный характер, который существенно нарушается неравномерным распределением облачности. Нарушения зональности имеют место в средних широтах обоих полушарий, где интенсивно развита циклоническая деятельность (западное побережье Канады, север Европы, юго-западное побережье Южной Америки и др. ), в восточных районах тропических зон океанов, под влиянием пассатных инверсий и холодных морских течений, в областях действия муссонной циркуляции (Индостан, восточное побережье Азии, северо-запад Индийского океана).

Годовое количество суммарной солнечной радиации [МДж/ (м 2 год)]

ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ РАДИАЦИОННОГО БАЛАНСА На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах. Это объясняется тем, что радиация в океанах поглощается большим слоем, чем на суше, а эффективное излучение не такое большое вследствие более низкой температуры морской поверхности, чем поверхности суши. Существенные отклонения от зонального распределения имеются в пустынях, где баланс ниже (в Сахаре, например, до 2500 МДж/м 2) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличивается, а поглощенная радиация уменьшается по сравнению с другими районами под той же широтой.

Радиационный баланс земной поверхности за год [МДж/ (м 2 год)]

РАДИАЦИОННЫЙ РЕЖИМ АРКТИКИ Особенности определяются географическим положением, структурой атмосферы и облачности, свойствами подстилающей поверхности. Малое влагосодержание и относительно низкие уровни аэрозольного загрязнения обуславливают высокую прозрачность атмосферы в Арктике Суммарная радиация регулируется прозрачностью атмосферы, количеством и типом облачности и в некоторой степени свойствами подстилающей поверхности. Из-за большой облачности, характерной для всей Арктики в летний период, большую часть суммарной радиации составляет рассеянная.

РАДИАЦИОННЫЙ РЕЖИМ АРКТИКИ Основные особенности внутригодовой изменчивости характеристик радиации связаны с тем, что весной и осенью месячные величины прямой и суммарной радиации обуславливаются главным образом астрономическими факторами: с возрастанием широты радиация уменьшается. В период полярного дня, когда влияние астрономических факторов сглажено, поле радиации определяется режимом облачности, а для суммарной радиации и свойствами подстилающей поверхности В период со снежным покровом альбедо устойчиво (78 -85%) и мало меняется по территории. В период схода и установления снежного покрова альбедо составляет 30 -40%. Альбедо тундровой поверхности после схода снежного покрова - 15 -20%.

С ноября по февраль - в период полярной ночи и малого поступления суммарной радиации, - радиационный баланс обусловлен только эффективным излучением. В эти месяцы средняя величина радиационного баланса во всех районах Арктики отрицательная. Самые низкие значений в это время наблюдались над водной поверхностью в районах, граничащих с кромкой льда, где наблюдаются большие контрасты между температурой воды и воздуха. Районы Северного Ледовитого океана, не покрытые зимой льдом, теряют радиационного тепла в 2 -3 раза больше, чем поверхность суши, покрытая снегом. В апреле и сентябре, а для наиболее южных районов Арктики и в марте и октябре, радиационный баланс близок к нулю. С мая по август радиационный баланс всегда положителен. Его распределение в этот период обусловлено главным образом изменениями альбедо подстилающей поверхности (от 80 до 10%): наименьшие значения - на ледниках, наибольшие - в районах, свободных от снега и льда.

РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС Радиационный баланс это функция большого комплекса физико-географических и гидрометеорологических факторов, которые в разные сезоны по разному влияют на его величину. Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Наблюдения показали, что при значении среднегодового альбедо более 70% радиационный баланс всегда отрицателен, как бы не был высок приход суммарной радиации.

РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС Если радиационный баланс земной поверхности за год положительный, то годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды. Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.