Повърхността на Земята абсорбира късо въодушетъчна обща радиация, като в същото време губи топлина чрез дълги вълновиди. Тази топлина влезе частично в световното пространство, а в голяма част се абсорбира от атмосферата, създавайки така наречения "парников ефект". При тази абсорбция се вземат водна пара, озон и въглероден диоксид, както и прах. Благодарение на абсорбцията на радиация на земята, атмосферата се нагрява и от своя страна придобива способността да излъчва дълги вълновиди. Част от това радиация достига земната повърхност. По този начин в атмосферата се създават два потока от дълги вълново лъчение, насочени към противоположни страни. Един от тях, насочен нагоре, се състои от земно радиация E z.а другият насочен поток представлява радиацията на атмосферата E A.. Разлика E z.–E A. се отнасят до ефективното излъчване на земята Д. EF. Той показва действителната загуба на тегло на земната повърхност. Тъй като температурата на атмосферата най-често е по-ниска от температурата на земната повърхност, следователно, в повечето случаи, ефективното излъчване е по-голямо от 0. Това означава, че поради дългите вълни, земната повърхност губи енергия. Само с много силни инверсии на температура през зимата, и през пролетта, когато снегът се топи и с голяма облачност, радиацията е по-малка от нула. Такива условия се наблюдават, например, в областта на сибирския антициклона.
Мащабът на ефективното излъчване се определя главно от температурата на основната повърхност, температурната стратификация на атмосферата, съдържанието на влага на въздуха и облачност. Годишни стойности Д. Подземната топка на EF се променя в сравнение с общото радиация значително по-малко (от 840 до 3750 mJ / m 2). Това се дължи на зависимостта на ефективното радиация при температура и абсолютна влажност. Повишената температура допринася за растежа на ефективното излъчване, но в същото време тя е придружена от увеличаване на съдържанието на влага, което намалява тази радиация. Най-големите годишни суми Д. EF е ограничена до зоните на тропическите пустини, където достига 3300-3750 MJ / m 2. Такъв голям дебит на радиация с дълги вълни се дължи на високата температура на основната повърхност, сухия въздух и безоблачното небе. На същите географски ширини, но върху океаните и в превода на зоните, поради намаляване на температурата, повишаване на влажността и увеличаване на облаците Д. EF - два пъти по-малко и възлиза на около 1700 MJ / m 2 годишно. По същите причини в екватора Д. EF е още по-малко. В полярните зони се наблюдават най-малките загуби на радиация с дълги вълни. Годишни суми Д. EF в Арктика Антарктика съставлява около 840 MJ / m 2. В умерени ширини, годишни стойности Д. EF варира в диапазона от 840-1250 MJ / m 2 върху океаните, 1250-2100 MJ / m 2 на земя (Алисов, Полтараус Б.В., 1974).
Земята и атмосферата, като всяко друго тяло, излъчва енергия. Тъй като в сравнение с температурата на слънцето, температурата на земята и атмосферата е малка, енергията, излъчена от тях, попада върху невидимата инфрачервена част на спектъра. Трябва да се отбележи, че нито земната повърхност, нито повече атмосфера не могат да се считат за абсолютно черни тела. Въпреки това, проучването на спектрите на дълги вълново излъчване на различни повърхности показа, че с достатъчна степен на точност земната повърхност може да се счита за сиво тяло. Това означава, че радиацията на земната повърхност при всички дължини на вълните се различава от същия фактор от радиацията на абсолютното черно тяло, имащо температура от една и съща с температурата на земната повърхност. Така формулата за потока Flux на земната повърхност може да бъде записана въз основа на прилагането на Kirchhoff, както следва:
където Т 0 е температурата на земната повърхност, относителното радиация или коефициент на абсорбция. Стойности за различни повърхности, според измерванията, варират от 0.85 до 0.99. Потокът от радиация на земната повърхност е значително по-малък от потока на излъчването на слънцето (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:
Температурата на атмосферата обикновено е по-ниска от температурата на земната повърхност, следователно, в повечето случаи и следователно, т.е. Благодарение на дългите радиация, земната повърхност почти винаги губи енергия. Само в редки случаи на много силни температурни инверсии и високи стойности на влажността на въздуха, ефективното излъчване може да бъде отрицателно. Ефективното излъчване има голямо влияние върху температурния режим на земната повърхност, играе значителна роля при образуването на радиационни фронзони и мъгли, в снега и др. Ефективното излъчване силно зависи от съдържанието на водните пари в атмосферата и. \\ T наличие на облачност. Тясната връзка между В * и еластичността на водните пари е близо до повърхността на Земята, характеризират следните данни за данните: E mm Rt. Изкуство. 4.5 8.0 11.3 B * CAL / cm 2 * min 0.19 0.17 0.15, както може да се види, с увеличаване на Е, ефективно излъчване B * намалява. Това се обяснява с факта, че с увеличаване на увеличаването на брояча на атмосферата B a.
Горните слоя на почвата и водата, самите снежни покрития и растителност излъчват дълги вълни (инфрачервени) радиация, които не се възприемат от окото. Може да се изчисли интензивността на собственото си излъчване на земната повърхност (т.е. връщането на лъчиста енергия от единиците на хоризонталната повърхност на единица време), което знае абсолютната температура на земната повърхност T.Съгласно закона на Стивън - Болцман, радиация от всяка единица абсолютно черна повърхност в калории на единица време в абсолютна температура T.по равно:
E \u003d σt 4 (2.8)
където радиационната константа s \u003d 5.67 · 10 -8 w / m 2 до 4.
В реални стойности на температурата на земната повърхност (180-350 ° С), радиацията се появява в диапазона от 4 до 120 mk и максималната енергия пада върху дължините на вълните 10-15 mk (фиг. 2.8 ).
Повърхността на Земята излъчва почти като абсолютно черно тяло. Неговата радиационна интензивност Е.може да се определи с формула (2.8). Със средната глобална температура на земната повърхност + 15 ° C, или 288 ° К, радиация Е.също така 0.6 кал / см 2 min.
Фиг. 2.8. Интензивност на радиацията E \u003d s t 4 При температури 200, 250 и 300 ° К за различни дължини на вълните
Такова голямо възвръщаемост на радиацията би довело до бързото охлаждане на земната повърхност, ако не беше за противоположния процес, абсорбцията на земната повърхност на радиацията на слънцето и предстоящото радиация на атмосферата.
Атмосферата абсорбира както слънчевата радиация (около 15% от броя му, който идва на земята) и собственото си излъчване на земната повърхност. В допълнение, тя получава топлина от повърхността на земята чрез турбулентна топлопроводимост (за нея - в следващата глава), както и когато кондензацията на водните пари.
Да се \u200b\u200bнагрява, атмосферата излъчва самата инфрачервена радиация, както и повърхността на Земята , – според закона на Stephen - Boltzmann (Формула 2.8), той е просто в същия диапазон на дължината на вълната. Най-много (70% ) атмосферното излъчване идва на земната повърхност. Останалата част от тях отива в световното пространство.
Нарича се атмосферното излъчване от атмосферата и идваща към земната повърхност контра-излъчване на атмосферата (e но ). Земната повърхност е 90 - 99% от абсорбиращото излъчване. За повърхността на Земята, в допълнение към абсорбираната слънчева радиация, това е важен източник на топлина. Броячът радиация увеличава ръстността.
За равнини на умерени ширини, средната интензивност на брояча е около 0.3-0.4 кал / см 2 min, в планините - около 0,1 - 0.2 кал / см 2 min. Намаляването на насрещното радиация с височина се обяснява с намаляване на съдържанието на водните пари.
Най-голямото представяне на радиация (0.5 - 0.6 cal / cm 2 min) се наблюдава в екватора, където атмосферата е най-отопляема и богата на водни пари. Намалява до 0.3 кал / cm до полярни ширини.
Изтъква ефекта на атмосферата върху термичната повърхност на земната повърхност поради противодействие на радиацията E A.по аналогия с влиянието на оранжерните очила се нарича парников ефект.
Основното вещество в атмосферата абсорбираща земно радиация и изпращането на радиацията е водна пара. Той абсорбира инфрачервената радиация в широк спектър - от 4,5 до 80 mk, с изключение на интервала между 8.5 и 11 mk. В този интервал земната радиация преминава през атмосферата в световното пространство.
Предстоящото радиация винаги е малко по-малко наземно. Ето защо, през нощта, когато няма слънчева радиация, земната повърхност губи топлина поради положителната разлика между собственото си и противоположно радиация. Тази разлика между собственото си радиация на земната повърхност и предстоящото радиация на атмосферата се нарича ефективно радиация (e):
E e \u003d e– Д. А (2.9)
Ефективното излъчване представлява топлинната загуба на земната повърхност. Той се измерва със специални инструменти - пиритерит. Интензивността на ефективното радиация в ясни нощи е около 0.10 - 0.15 Kal / cm 2 min върху равнините на умерени ширини и до 0.20 kal / cm 2 min в планините, където броячът е по-малко. С увеличаване на облачност, увеличаване на брояча на радиация, ефективното радиация намалява. В облачното време нощното охлаждане на земната повърхност е значително намалено.
В следобедните часове ефективното радиация се припокрива или частично компенсира от абсорбирана от слънчева радиация. Затова земната повърхност е топло по-топла, отколкото през нощта. Тези наблюдения показват, че земната повърхност в средни ширини губи ефекта от приблизително половината от топлината, получена от абсорбираното излъчване.
В основата на изчисляването на ефективното радиация Неяс Лежи зависимост (2.9), в която радиацията на земната повърхност Е. и брояща радиационна атмосфера Д. и може да се определи от формулите на следната форма:
E \u003d.бр. св Пс 4 ,
Д. но \u003d A e c o s но ,
където T. PLE. T. но – абсолютни температури на повърхността и атмосферата на земята; b n-джобна повърхностна способност по отношение на абсолютно черни тела (ако няма информация, b n \u003d 1); E -коефициент в зависимост от влажността на въздуха Шпакловка C o - Коефициент, като се вземат предвид облаците.
Разликата между собственото му радиация и брояча се нарича ефективна емисия Тя:
E e \u003d e s - e a
Ефективното радиация (е) е чиста загуба на лъчиста енергия (топлина) от земната повърхност. Той също се случва и ден, а през нощта. Но през деня се компенсира от абсорбираната слънчева радиация (изцяло или частично). В ясни дни това е повече, отколкото в облака, тъй като облаците увеличават насрещното радиация e a.
Ефективното излъчване е пропорционално на продукта Т3 Δt, където t е абсолютната температура на земната повърхност, Δt е разликата между температурата на земята и въздуха.
Въз основа на тази формула може да се твърди, че ефективното радиация през летните месеци е по-голямо, отколкото в студения сезон. Втората причина за това е да се намалят облаците.
Поради факта, че атмосферата абсорбира радиацията с дълги вълни на земната повърхност, земята не се охлажда толкова много. Този сепулационен ефект се нарича оранжерия или парников ефект .
Падането върху земната повърхност, общото радиация се абсорбира в горния тънък слой на почвата или в по-дебел воден слой и преминава в топлина и частично се отразява. Мащабът на отражението на слънчевата радиация със земната повърхност зависи от естеството на тази повърхност. Нарича се съотношението на количеството отразена радиация към общото количество радиация, попадащо върху тази повърхност повърхността на Албедо.Тази връзка се изразява като процент.
Така, от общия поток от обща радиация (SSINH Q + D)отразени от повърхността на земята (Ssinh q + d) a,където НО -повърхността на Албедо. Останалата част от общото радиация (SSIN h q + d)(1 - НО)поглъща се от земната повърхност и отива за нагряване на горните слоеве на почвата и водата. Тази част се нарича погълнат от радиация.
Албедо почвена повърхностпромени в диапазона от 10-30%; В мокър чернозем, той намалява до 5%, а сухият светлинен пясък може да се увеличи до 40%. С увеличаване на влагата на почвата, Албедо намалява. Албедо зеленчуков покрив- Горите, ливадите, полетата - се крият в рамките на 10-25%. Албедо повърхност на свеж сняге 80-90%, дълго лежащ сняг- около 50% и по-ниски. Албедо гладка вода повърхностза директно излъчване варира от няколко процента на високо слънце до 70% при нисък; Той също зависи от вълнението. За многократно излъчване на албедо водни повърхности е 5-10%. Средно, повърхността на Албедото на световния океан е 5-20%. Албедо на горната повърхност на облаците- от няколко процента до 70-80%, в зависимост от вида и мощността на облачното покритие - средно 50-60%.
Фигурите принадлежат към отражението на слънчевата радиация не само видима, но и в целия си спектър.Фотометрични средства измерват само за Aldo видима радиациякоето, разбира се, може да бъде малко по-различно от Албедо за целия радиационен поток.
Естеството на разпределението на планетарния албедо, получено чрез наблюдения с метеорологични спътници, открива рязък контраст между стойностите на албедо във високите и средните ширини на северните и южните полукълба извън 30-те паралели. В тропиците най-високите стойности на Албедо се наблюдават над пустините, като захари, в конвективни облачни зони над зоните на Централна Америка и океана в интрахетната зона на сближаване (например, в източната част на екваториалния Тихи океан. Зона).
В южното полусфера има злостен напредък на Албедо, поради по-просто разпределение на суши и океана. Най-високите стойности на албедо са разположени в полярни ширини, където надвишават снега и ледените полета.
Преобладаващата част от радиацията, отразена от земната повърхност и горната повърхност на облаците, излиза извън границите на атмосферата на световното пространство. Също влиза в частта на световната част (около една трета) на разпръснато радиация.
Отношението на отразеното и разпръснато слънчева радиация преминава в космоса за общото количество слънчева радиация, идваща в атмосферата, се нарича планетарно албедо на Земята,или албедо Зеши.
Като цяло, планетарният албедо на Земята се оценява на 31%. Основната част от планетарното албедо на Земята е отражение на облаците на слънчева радиация.
1. Позиция, задачи и методи на метеорология и климатология
2. История на развитието на метеорологията и климатологията
3. Въздушни маси и франкове в тропосферата
4. Химически въздушен склад. Структурата на атмосферата
5. Дневна и годишна температура на температурата на въздуха и нейните промени с височина
6. дневна и годишна температура на почвата и неговата промяна с дълбочина
7. Адиабатни процеси в атмосферата
8. дневно и годишно движение на еластичност (частично налягане) на водна поре и относителна влажност
9. дневни и годишни температурни палатки в почвата и в големи водни тела
10. замръзване, условия на възникване и мерки за борба с тях
11. Коефициент на прозрачност и коефициент на мътност в атмосферата
12. Климатична контирминг. Континентални индекси
13. Инверсия на температурата (повърхност, в свободна атмосфера и челен)
14. Кондензация на водна порица в атмосферата
15. Земливи хидрометри, условия за тяхното формиране
16. Радиационен баланс на земната повърхност и атмосферата
17. Спектрален склад на слънчева радиация
18. Облаци, тяхната генеса, структура и международна класификация
19. Ефектът на суши и морето върху разпределението на температурата на въздуха
20. Миси на тропически и етипически ширини
21. Условия за формиране на мъгла, техните видове
22. Слънчева константа
23. Еластичност на водните пори над различни повърхности (над лед, вода, изпъкнали, вдлъбнати и плоски повърхности)
24. Годишно и ежедневно движение на права и разпръснато слънчева радиация
25. Термичен режим на почвата и резервоарите
26. Характеристики на влажността на въздуха
27. Видове валежи, които попадат в облаците и тяхното образование
28. Законът за отслабването на слънчевата радиация
29. Физични свойства на снежната покривка, нейното климатично значение
30. Барично поле. Карти с барична топография. Isobaly.
31. Ефективно радиация. Абсорбирана радиация и албедо земя
32. Уравнение на статуса на газ
33. Основно уравнение на атмосферното статистика. Използването на барометрична формула
34. Променете слънчевата радиация в атмосферата и на земната повърхност
35. Адиабатните държавни промени в атмосферата
36. Абсорбция на слънчева радиация в атмосферата
37. Разпръснати слънчева радиация в атмосферата. Релемен закон
38. Размножаване на топлината в дълбочината на почвата. Фуриеви закони
39. Psedoabiatric процес. Обучение на явления
40. Силите, които влияят върху скоростта и посоката чрез обезвъздушаване
41. стратификация на атмосферата и нейното вертикално равновесие
42. Бар бар
43. Барични системи
44. Общо атмосферно обращение, неговите свойства и значение за климатичната формация
45. Изкуствено влияние върху облаците
46. \u200b\u200bПроцеси на формиране на климата
47. Атмосферно налягане, единици от неговото измерване
48. Географски климатични фактори
49. Циклони и антициклони, условия на образование и време в техните
50. Термичен баланс на земната атмосфера
51. Термичен баланс на земната повърхност
52. Причини за промяна на температурата на въздуха
53. Потенциална температура
54. Индексираната температура на въздуха се променя. Температура на въздуха
55. Кондензация в атмосферата. Основна кондензация
56. Ролята на географската ширина в климатичната формация
57. Световна метеорологична организация. Световната метеорологична служба. Международни експерименти
58. Времето на водата във въздуха. Влага на земята
59. Изследователски методи в метеорологията и климатологията. Хидрометеорологична служба на Беларус
60. Барична степен. Баричен градиент
От VIENTO DI PASADA. - вятърът на прехода; Вятър предпочитан преход. В ерата на ветроходния флот на Пасат, благодарение на постоянството успешно се използва от навигаторите
Жителите на Западна Европа знаят, че "времето идва от запад", така че спалните райони на градовете - западен и индустриален - ориенталски.
През юли тя се намира между 35 ° S.Sh. и 5 ° yu.sh.; През януари - между 15 ° S.Sh. и 25 ° yu.sh.; R.<1013гПа; параллель с самым низким атмосферным давлением в июле – 15° с.ш., в январе – 5–10º ю.ш.
