Земная поверхность, поглощая коротковолновую суммарную радиацию, в то же время теряет тепло путем длинноволнового излучения. Это тепло частично уходит в мировое пространство, а в значительной части поглощается атмосферой, создавая так называемый «парниковый эффект». В этом поглощении большое участие принимают водяной пар, озон и углекислый газ, а так же пыль. Вследствие поглощения излучения Земли атмосфера нагревается и, в свою очередь, приобретает способность излучения длинноволновой радиации. Часть этого излучения достигает земной поверхности. Таким образом, в атмосфере создаются два потока длинноволновой радиации, направленных в противоположные стороны. Один из них, направленный вверх, состоит из земного излучения Е з , а другой поток, направленный вниз, представляет радиацию атмосферы Е а . Разность Е з –Е а называют эффективным излучением Земли Е эф. Оно показывает фактическую потерю тепла земной поверхностью. Так как температура атмосферы чаще всего ниже температуры земной поверхности, поэтому в большинстве случаев, эффективное излучение больше 0. Это означает, что вследствие длинноволнового излучения земная поверхность теряет энергию. Лишь при очень сильных инверсиях температуры зимой, а весной при таянии снега и при большой облачности излучение меньше нуля. Такие условия наблюдаются, например, в области Сибирского антициклона.
Величина эффективного излучения определяется в основном температурой подстилающей поверхности, температурной стратификацией атмосферы, влагосодержанием воздуха и облачностью. Годовые величины Е эф наземном шаре изменяются по сравнению с суммарной радиацией значительно меньше (от 840 до 3750 МДж/м 2). Это обусловлено зависимостью эффективного излучения от температуры и абсолютной влажности. Повышение температуры способствует росту эффективного излучения, но одновременно оно сопровождается ростом влагосодержания, которое уменьшает это излучение. Наибольшие годовые суммы Е эф приурочены к областям тропических пустынь, где оно достигает 3300–3750 МДж/м 2 . Такой большой расход длинноволновой радиации здесь обусловлен высокой температурой подстилающей поверхности, сухим воздухом и безоблачным небом. На тех же широтах, но на океанах и в пассатных областях, из-за уменьшения температуры, повышения влажности и увеличения облачности Е эф – вдвое меньше и составляет около 1700 МДж/м 2 в год. По тем же причинам на экваторе Е эф еще меньше. Наименьшие потери длинноволновой радиации наблюдаются в полярных районах. Годовые суммы Е эф в Арктике, Антарктике составляют около 840 МДж/м 2 . В умеренных широтах годовые значения Е эф изменяются в пределах 840–1250 МДж/м 2 на океанах, 1250–2100 МДж/м 2 на суше (Алисов Б.П., Полтараус Б.В., 1974).
Земля и атмосфера, как и любое другое тело, излучают энергию. Поскольку по сравнению с температурой Солнца температура Земли и атмосферы мала, то излучаемая ими энергия приходится на невидимый инфракрасный участок спектра. Следует отметить, что ни земную поверхность, ни тем более атмосферу нельзя рассматривать как абсолютно черные тела. Однако изучение спектров длинноволновой радиации различных поверхностей показало, что с вполне достаточной степенью точности земную поверхность можно считать серым телом. Это значит, что излучение земной поверхности при всех длинах волн отличается на один и тот же множитель от излучения абсолютного черного тела, имеющего температуру, одинаковую с температурой земной поверхности. Таким образом, формула для потока излучения земной поверхности может быть записана на основе закона Кирхгофа в следующем виде:
где Т 0 - температура земной поверхности, - относительный коэффициент излучения или поглощения. Значения для различных поверхностей, по данным измерений, колеблются в пределах от 0,85 до 0,99. Поток излучения земной поверхности значительно меньше потока излучения Солнца (B c << B 0), но B 0 оказывается вполне сравнимым с величиной потока солнечной радиации F?, поступающего на поверхность Земли. Приведём значения потока излучения абсолютно черного тела при разных температурах: t 0 -40 -20 0 20 40 B кал/см 2 *мин0,24 0,34 0,46 0,61 0,79 Из этих данных следует, что B 0 имеет тот же порядок величины, что и F?. Поток излучения земной поверхности зависит от ее температуры, с увеличением которой он возрастает. Этот поток наблюдается днем и ночью и непосредственно не зависит от того, каков поток солнечной радиации. В каждой фиксированный момент времени земная поверхность, поглощающая коротковолновую радиацию, одновременно теряет энергию путем длинноволнового излучения. Значительная часть излучения земной поверхности поглощается атмосферой. Атмосфера в свою очередь излучает длинноволновую радиацию, часть которой, направленная к земной поверхности, называется встречным излучением или противоизлучением атмосферы. Поток встречного излучения атмосферы B A представляет собой количество длинноволновой радиации, поступающей от атмосферы к 1 см 2 земной поверхности в единицу времени. Поскольку земная поверхность не является абсолютно черным телом, то ею поглощается часть поступившего потока, равная. Разность между собственным излучением земной поверхности B 0 и поглощенной ею частью встречного излучения атмосферы называют эффективным излучением земной поверхности. Обозначая эффективное излучение через B * , имеем:
Температура атмосферы, как правило, ниже температуры земной поверхности, поэтому в большинстве случаев и, следовательно, т.е. вследствие длинноволнового излучения земная поверхность почти всегда теряет энергию. Лишь в редких случаях очень сильных инверсий температуры и высоких значений влажности воздуха эффективное излучение может оказаться отрицательным. Эффективное излучение оказывает большое влияние на температурный режим земной поверхности, играет существенную роль в образовании радиационных заморозков и туманов, при снеготаянии и пр. Эффективное излучение сильно зависит от содержания водяного пара в атмосфере и наличия облачности. Тесную связь между B * и упругостью водяного пара e вблизи поверхности земли характеризуют следующие данные непосредственных измерений: e мм рт. ст. 4,5 8,0 11,3 B * кал/см 2 *мин 0,19 0,17 0,15 Как видно, с увеличением e эффективное излучение B * уменьшается. Объясняется это тем, что с ростом e увеличивается встречное излучение атмосферы B A .
Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую (инфракрасную) радиацию, не воспринимаемую глазом. Интенсивность собственного излучения земной поверхности (т.е. отдача лучистой энергии с единицы горизонтальной поверхности за единицу времени) можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности Т. По закону Стефана – Больцмана излучение с каждой единицы площади абсолютно черной поверхности в калориях за единицу времени при абсолютной температуре Т равно:
Е = σТ 4 (2.8)
где постоянная излучения s = 5.67·10 –8 Вт/м 2 К 4 .
При реальных значениях температуры земной поверхности (180 – 350 о К) излучение происходит в диапазоне от 4 до 120 мк, а максимум энергии падает на длины волн 10 –15 мк (рис. 2.8).
Земная поверхность излучает почти как абсолютно черное тело. Её интенсивность излучения E s может бытьопределена по формуле (2.8). При средней глобальной температуре земной поверхности +15°С, или 288°К, излучение E s равно 0,6 кал/см 2 мин.
Рис. 2.8. Интенсивность излучения Е= s Т 4 при температурах 200, 250 и 300° К для различных длин волн
Столь большая отдача радиации приводила бы к быстрому охлаждению земной поверхности, если бы не обратныйпроцесс – поглощение земной поверхностью радиации солнца и встречного излучения атмосферы.
Атмосфера поглощает как солнечную радиацию (около 15 % ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от поверхности Земли путем турбулентной теплопроводности (об этом – в следующей главе), а также при конденсации водяного пара.
Будучи нагретой, атмосфера излучает сама инфракрасную радиацию, так же, как и земная поверхность, – по Закону Стефана – Больцмана (формула 2.8)ипримерно в том же диапазоне длин волн. Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности. Остальная ее часть уходит в мировое пространство.
Атмосферную радиацию, излучаемую атмосферой и приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением атмосферы(Е а ). Земная поверхность на 90 – 99 %поглощаетэтовстречное излучение. Для земной поверхности, в дополнение к поглощенной солнечней радиации, оно является важным источником тепла. Встречное излучение возрастает сувеличением облачности.
Для равнин умеренных широт средняя интенсивность встречного излучения составляет порядка 0,3 – 0,4 кал/см 2 мин, в горах – около 0,1 – 0,2 кал/см 2 мин. Уменьшение встречного излучения с высотой объясняется уменьшением содержания водяного пара.
Наибольшее встречное излучение (0,5 – 0,6 кал/см 2 мин) наблюдается у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром. К полярным широтам оно убывает до 0,3 кал/см 2 мин.
Отепляющее влияние атмосферы на тепловой режим земной поверхности за счет встречного излучения Е а , по аналогии с влиянием стекол теплицы, носит название парникового эффекта.
Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает инфракрасную радиацию в широкой области спектра – от 4,5 до 80 мк, за исключением интервала между 8,5 и 11 мк. В этом интервале земное излучение проходит сквозь атмосферу в мировое пространство.
Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет, земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Эту разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Е е) :
Е е = Е s – E a (2.9)
Эффективное излучение представляет потерю тепла земной поверхностью. Оно измеряется специальными приборами – пиргеометрами. Интенсивность эффективного излучения в ясные ночи составляет около 0,10 – 0,15 кал/см 2 мин на равнинах умеренных широт и до 0,20 кал/см 2 мин в горах, где встречное излучение меньше. С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду заметно уменьшается ночное охлаждение поверхности земли.
Днем эффективное излучение перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью. Данные наблюдений показывают, что земная поверхность в средних широтах теряет путем эффективного излучением примерно половину тепла, получаемого от поглощенной радиации.
В основе расчета эффективного излучения Е е лежит зависимость (2.9), в которой излучение земной поверхности E s и встречное излучение атмосферы E а могут быть определены по формулам следующего вида:
E s = b п sТ п 4 ,
E а = А е С о sТ а ,
где Т п и Т а – абсолютные температуры земной поверхности и атмосферы;b п –лучеиспускательная способность поверхности относительно абсолютно черного тела (если отсутствуют сведения, b п =1); А е – коэффициент, зависящий от величины влажности воздуха; С о – коэффициент, учитывающий облачность .
Разность между собственным излучением и встречным называется эффективным излучением Е е:
Е е = Е s – Е а
Эффективное излучение (E e) – чистая потеря лучистой энергии (тепла) с земной поверхности. Оно имеет место и днем, и ночью. Но днем оно компенсируется поглощенной солнечной радиацией (полностью или частично). В ясные дни оно больше, чем в облачные, так как облачность увеличивает встречное излучение Е а.
Эффективное излучения пропорционально произведению Т 3 ΔТ, где Т – абсолютная температура земной поверхности, ΔТ – разность между температурой земли и воздуха.
Исходя из этой формулы, можно утверждать, что эффективное излучение в летние месяцы больше, чем в холодное время года. Вторая причина этого – уменьшение облачности.
Благодаря тому, что атмосфера поглощает длинноволновое излучение земной поверхности, земля не охлаждается так сильно. Этот эффект отепления называется оранжерейным или парниковым эффектом .
Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или в более толстом слое воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.
Итак, из общего потока суммарной радиации (Ssinh Q + D) отражается от земной поверхности часть его (Ssinh Q + D)A, где А - альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (Ssin h Q + D) (1 - А) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией.
Альбедо поверхности почвы меняется в пределах 10-30%; у влажного чернозема оно снижается до 5%, а у сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова - леса, луга, поля - заключается в пределах 10-25%. Альбедо поверхности свежевыпавшего снега составляет 80-90%, давно лежащего снега - около 50% и ниже. 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 70-80% в зависимости от типа и мощности облачного покрова - в среднем 50-60%.
Приведенные цифры относятся к отражению солнечной радиации не только видимой, но и во всем ее спектре. Фотометрическими средствами измеряют альбедо только для видимой радиации, которое, конечно, может несколько отличаться от альбедо для всего потока радиации.
Характер распределения планетарного альбедо, полученного по наблюдениям с метеорологических спутников, обнаруживает резкий контраст между значениями альбедо в высоких и средних широтах Северного и Южного полушарий за пределами 30-й параллели. В тропиках наиболее высокие значения альбедо наблюдаются над пустынями, такими как Сахара, в зонах конвективной облачности над Центральной Америкой и над акваториями океанов во внутритропической зоне конвергенции (например, в восточной части экваториальной зоны Тихого океана).
В Южном полушарии наблюдается зональный ход изолиний альбедо вследствие более простого распределения суши и океана. Наиболее высокие значения альбедо находятся в полярных широтах, где преобладают снежные и ледяные поля.
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 Зеши.
В целом планетарное альбедо Земли оценивается в 31%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.
1. Предмет, задачи и методы метеорологии и климатологии
2. История развития метеорологии и климатологии
3. Воздушные массы и франты в тропосферы
4. Химический склад воздуха. Строение атмосферы
5. Суточный и годовой ход температуры воздуха и его изменения с высотой
6. Суточный и годовой ход температуры почвы и его изменения с глубиной
7. Адиабатические процессы в атмосферы
8. Суточный и годовой ход упругости (парциального давления) водяной поры и относительной влажности
9. Суточные и годовые шатания температуры в почве и в больших водоемах
10. Заморозки, условия возникновения и меры борьбы с ими
11. Коэффициент прозрачности и фактор мутности в атмосферы
12. Континентальность климата. Индексы континентальности
13. Температурные инверсии (приземные, в свободной атмосферы и фронтальные)
14. Конденсация водяной поры в атмосферы
15. Наземные гидрометеоры, условия их образования
16. Радиационный баланс земной поверхности и атмосферы
17. Спектральный склад солнечной радиации
18. Облака, их генезис, строение и международная классификация
19. Влияние суши и море на распределение температуры воздуха
20. Муссоны тропических и внетропических широт
21. Условия образования туманов, их типы
22. Солнечная постоянная
23. Упругость насыщения водяной поры над разными поверхностями (над льдом, водою, выпуклой, вогнутой и плоской поверхностями)
24. Годовой и суточный ход прямой и рассеянной солнечной радиации
25. Тепловой режим почвы и водоемов
26. Характеристики влажности воздуха
27. Виды осадков, которые выпадают из облаков и их образование
28. Закон ослабления солнечной радиации
29. Физические свойства снежного покров, его климатическое значение
30. Барическое поле. Карты барической топографии. Изобалы
31. Эффективное излучение. Поглощенная радиация и альбедо Земли
32. Уравнение состояния газов
33. Основное уравнение статики атмосферы. Использование барометрической формулы
34. Изменение солнечной радиации в атмосферы и на земной поверхности
35. Адиабатические изменения состояния в атмосферы
36. Поглощение солнечной радиации в атмосферы
37. Рассеянная солнечная радиация в атмосферы. Закон Релея
38. Распространение тепла в глубину почвы. Законы Фурье
39. Пседоабиабатический процесс. Образование фенов
40. Силы, которые влияют на скорость и направление проветриваю
41. Стратификация атмосфера и ее вертикальное равновесие
42. Барический закон ветра
43. Барические системы
44. Общая циркуляция атмосферы, ее свойства и значение для формирования климата
45. Искусственное воздействие на облака
46. Климатообразующие процессы
47. Атмосферное давление, единицы его измерения
48. Географические факторы климата
49. Циклоны и антициклоны, условия образования и погода в их
50. Тепловой баланс системы Земля-атмосфера
51. Тепловой баланс земной поверхности
52. Причины изменения температуры воздуха
53. Потенциальная температура
54. Непериодические изменения температуры воздуха. Температура воздушных масс
55. Конденсация в атмосферы. Ядра конденсации
56. Роль географической широты в формирования климата
57. Мировая метеорологическая организация. Мировая служба погоды. Международные эксперименты
58. Водяная пора в воздухе. Влагооборот на Земле
59. Методы исследований в метеорологии и климатологии. Гидрометеорологическая служба Беларуси
60. Барическая степень. Барический градиент
От исп. Viento di pasada – ветер перехода; ветер, благоприятствующий переходу. В эпоху парусного флота пассаты, именно благодаря постоянству с успехом использовались мореплавателями
Жители Западной Европы знают, что «погода приходит с запада», поэтому спальные районы городов – западные, а промышленные – восточные.
В июле она распологается между 35° с.ш. и 5° ю.ш.; в январе – между 15° с.ш. и 25° ю.ш.; р <1013гПа; параллель с самым низким атмосферным давлением в июле – 15° с.ш., в январе – 5–10º ю.ш.
