سطح زمین، با جذب کل تابش موج کوتاه، در همان زمان گرما را از طریق تشعشعات موج بلند از دست می دهد. این گرما تا حدی به فضای بیرونی فرار می کند و تا حد زیادی توسط جو جذب می شود و به اصطلاح "اثر گلخانه ای" را ایجاد می کند. بخار آب، ازن و دی اکسید کربنو همچنین گرد و غبار. به دلیل جذب تشعشعات از زمین، جو گرم می شود و به نوبه خود توانایی انتشار تابش امواج بلند را به دست می آورد. بخشی از این تشعشعات به سطح زمین می رسد. بنابراین، دو جریان تابش موج بلند در جو ایجاد می شود که در جهت مخالف هدایت می شوند. یکی از آنها که به سمت بالا هدایت می شود، از تشعشعات زمینی تشکیل شده است E sو شار رو به پایین دیگر نشان دهنده تابش اتمسفر است E a. تفاوت E s–E aتابش موثر زمین نامیده می شود E ef. اتلاف حرارت واقعی از سطح زمین را نشان می دهد. از آنجایی که دمای اتمسفر اغلب کمتر از دمای سطح زمین است، بنابراین در بیشتر موارد تابش موثر بیشتر از 0 است. این بدان معناست که در اثر تابش امواج بلند، سطح زمین انرژی از دست می دهد. فقط با وارونگی دمای بسیار قوی در زمستان و در بهار که برف ذوب می شود و با ابری شدید، تشعشع کمتر از صفر است. چنین شرایطی، به عنوان مثال، در منطقه آنتی سیکلون سیبری مشاهده می شود.
میزان تشعشع موثر عمدتاً با دمای سطح زیرین، طبقه بندی دمایی جو، میزان رطوبت هوا و ابری تعیین می شود. ارزش های سالانه E eff روی زمین در مقایسه با تابش کل (از 840 تا 3750 MJ/m2) به طور قابل توجهی کمتر متفاوت است. این به دلیل وابستگی تابش موثر به دما و رطوبت مطلق است. افزایش دما باعث افزایش تابش موثر می شود، اما در عین حال با افزایش رطوبت همراه است که این تابش را کاهش می دهد. بزرگترین مقادیر سالانه E ef به مناطق اختصاص داده شده است بیابان های گرمسیری، جایی که به 3300–3750 MJ/m2 می رسد. چنین مصرف زیاد تشعشعات موج بلند در اینجا به دلیل دمای بالای سطح زیرین، هوای خشک و آسمان بدون ابر است. در همان عرض های جغرافیایی، اما در اقیانوس ها و در مناطق باد تجاری، به دلیل کاهش دما، افزایش رطوبت و افزایش ابری E eff نصف آن است و حدود 1700 مگا ژول در متر مربع در سال است. به همین دلایل در خط استوا E ef حتی کمتر است. کمترین تلفات تابش امواج بلند در مناطق قطبی مشاهده می شود. مبالغ سالانه E eff در قطب شمال و قطب جنوب حدود 840 MJ/m2 است. در عرض های جغرافیایی معتدل، مقادیر سالانه E ef در محدوده 840-1250 MJ/m2 در اقیانوس ها، 1250-2100 MJ/m2 در خشکی متغیر است (Alisov B.P.، Poltaraus B.V.، 1974).
زمین و جو مانند هر جسم دیگری انرژی ساطع می کنند. از آنجایی که دمای زمین و جو در مقایسه با دمای خورشید پایین است، انرژی ساطع شده از آنها در ناحیه مادون قرمز نامرئی طیف قرار می گیرد. لازم به ذکر است که نه سطح زمین و نه حتی جو را نمی توان اجسام کاملا سیاه در نظر گرفت. با این حال، مطالعه طیف‌های تابش امواج بلند از سطوح مختلف نشان داده است که با دقت کافی، سطح زمین را می‌توان جسم خاکستری در نظر گرفت. این بدان معنی است که تابش سطح زمین در تمام طول موج ها با تابش یک جسم سیاه مطلق که دمایی برابر با دمای سطح زمین دارد، با یک عامل مشابه تفاوت دارد. بنابراین، فرمول شار تابش سطح زمین را می توان بر اساس قانون کیرشهوف به شکل زیر نوشت:
که در آن T 0 دمای سطح زمین است و ضریب نسبی انتشار یا جذب است. مقادیر برای سطوح مختلف، با توجه به اندازه گیری ها، از 0.85 تا 0.99 متغیر است. شار تابش از سطح زمین به طور قابل توجهی کمتر از شار تابش خورشید است (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:
دمای اتمسفر معمولاً کمتر از دمای سطح زمین است، بنابراین در بیشتر موارد و بنابراین، به عنوان مثال. به دلیل تابش امواج بلند، سطح زمین تقریبا همیشه انرژی خود را از دست می دهد. تنها در موارد نادری از وارونگی های دما بسیار قوی و مقادیر بالای رطوبت هوا می تواند تابش موثر منفی باشد. تشعشعات مؤثر تأثیر زیادی بر رژیم دمایی سطح زمین دارد، نقش مهمی در تشکیل یخبندان و مه تشعشعی، در هنگام ذوب برف و غیره دارد. تابش مؤثر به شدت به محتوای بخار آب در جو و وجود آن بستگی دارد. از ابرها رابطه نزدیک بین B * و فشار بخار آب e در نزدیکی سطح زمین با داده های اندازه گیری مستقیم زیر مشخص می شود: e mm Hg. هنر 4.5 8.0 11.3 B * cal/cm 2 * min 0.19 0.17 0.15 همانطور که مشاهده می شود با افزایش e تابش موثر B * کاهش می یابد. این با این واقعیت توضیح داده می شود که با افزایش e، تابش ضد اتمسفر B A افزایش می یابد.
لایه های بالایی خاک و آب، پوشش برف و پوشش گیاهی خود تابش موج بلند (مادون قرمز) منتشر می کنند که توسط چشم قابل درک نیست. شدت تابش خود سطح زمین (یعنی خروجی انرژی تابشی از یک واحد سطح افقی در واحد زمان) را می توان با دانستن دمای مطلق سطح زمین محاسبه کرد. تی.طبق قانون استفان – بولتزمن، تشعشع از هر واحد سطح یک سطح کاملا سیاه بر حسب کالری در واحد زمان در دمای مطلق تیبرابر است با:
E = σT 4 (2.8)
که در آن ثابت تابش s = 5.67·10 -8 W/m 2 K 4 است.
در دمای واقعی سطح زمین (180 - 350 درجه کلوین)، تابش در محدوده 4 تا 120 میکرومتر رخ می‌دهد و حداکثر انرژی در طول موج‌های 15-10 میکرومتر می‌افتد (شکل 2.8).
سطح زمین تقریباً مانند یک جسم کاملاً سیاه تابش می کند. شدت تشعشع آن E sرا می توان با فرمول (2.8) تعیین کرد. در دمای متوسط سطح جهانی 15+ درجه سانتیگراد یا 288 درجه کلوین، تابش E sبرابر با 0.6 کالری در سانتی متر 2 دقیقه است.
برنج. 2.8. شدت تابش E=s T 4در دماهای 200، 250 و 300 درجه کلوین برای طول موج های مختلف
چنین خروجی تشعشع بزرگی منجر به خنک شدن سریع سطح زمین می شود، اگر این روند معکوس نباشد - جذب تابش خورشید توسط سطح زمین و تابش ضد اتمسفر.
اتمسفر هم تشعشعات خورشیدی (حدود 15 درصد از مقداری که به زمین می رسد) و هم تشعشعات خود را از سطح زمین جذب می کند. علاوه بر این، گرما را از سطح زمین از طریق رسانش حرارتی متلاطم دریافت می کند (در این مورد در فصل بعدی بیشتر توضیح داده می شود)، و همچنین از طریق تراکم بخار آب.
اتمسفر با گرم شدن از خود تابش مادون قرمز ساطع می کند، درست مانند سطح زمین , – طبق قانون استفان بولتزمن (فرمول 2.8) و تقریباً در همان محدوده طول موج. بیشتر (70% ) تابش اتمسفر به سطح زمین می رسد. بقیه آن به فضای جهان می رود.
تشعشعات جوی که از جو ساطع می شود و به سطح زمین می رسد نامیده می شود تابش ضد اتمسفر (Eالف ). سطح زمین 90 تا 99 درصد از این تشعشعات متقابل را جذب می کند. برای سطح زمین، علاوه بر تابش خورشیدی جذب شده، منبع مهم گرما است. تابش ضد با افزایش پوشش ابر افزایش می یابد.
برای دشت های با عرض های جغرافیایی معتدل، شدت متوسط تابش متقابل حدود 0.3 - 0.4 cal/cm 2 min است، در کوه ها - حدود 0.1 - 0.2 cal/cm 2 min. کاهش تابش ضد با ارتفاع با کاهش محتوای بخار آب توضیح داده می شود.
بیشترین تابش ضد (0.5 - 0.6 cal/cm 2 min) در استوا مشاهده می شود، جایی که اتمسفر گرم ترین و غنی ترین بخار آب است. نسبت به عرض های جغرافیایی قطبی به 0.3 کالری در سانتی متر 2 دقیقه کاهش می یابد.
اثر گرم شدن جو بر رژیم حرارتی سطح زمین در اثر تشعشع متقابل E a، به قیاس با تأثیر شیشه در گلخانه، نامیده می شود اثر گلخانه ای
ماده اصلی موجود در اتمسفر که تشعشعات زمینی را جذب می کند و تشعشع متقابل می فرستد بخار آب است. تابش مادون قرمز را در طیف وسیعی از طیف جذب می کند - از 4.5 تا 80 میکرون، به استثنای فاصله بین 8.5 تا 11 میکرون. در این فاصله، تشعشعات زمینی از اتمسفر به فضای بیرونی می گذرد.
تابش شمارنده همیشه تا حدودی کمتر از تابش زمینی است. بنابراین، در شب که تابش خورشیدی وجود ندارد، سطح زمین به دلیل اختلاف مثبت بین تابش خود و تابش مخالف، گرما را از دست می دهد. این تفاوت بین تابش خود سطح زمین و تابش ضد اتمسفر نامیده می شود تشعشع موثر (E e):
E e = E s– E a (2.9)
تابش موثر نشان دهنده از دست دادن گرما از سطح زمین است. اندازه گیری آن توسط دستگاه های ویژه - پیرژومتر انجام می شود. شدت تابش موثر در شب‌های صاف در دشت‌های عرض جغرافیایی معتدل حدود 0.10 - 0.15 کالری در سانتی‌متر 2 دقیقه و در کوهستان‌ها تا 0.20 کالری بر سانتی‌متر بر سانتی‌متر در دقیقه است که تشعشعات ورودی کمتر است. با افزایش ابر، که تشعشع متقابل را افزایش می دهد، تابش موثر کاهش می یابد. در هوای ابری، خنک شدن شبانه سطح زمین به طور محسوسی کاهش می یابد.
در طول روز، تابش موثر توسط تابش خورشیدی جذب شده مسدود یا تا حدی جبران می شود. بنابراین سطح زمین در روز گرمتر از شب است. داده های رصدی نشان می دهد که سطح زمین در عرض های جغرافیایی میانی از طریق تابش موثر تقریباً نیمی از گرمای دریافتی از تابش جذب شده را از دست می دهد.
مبنای محاسبه تابش موثر اووابستگی (2.9)، که در آن تابش سطح زمین است E sو ضد تشعشعات جو Eو با فرمول هایی به شکل زیر قابل تعیین است:
E s =ب ص sT n 4 ,
Eالف = A e C o sTالف ,
کجا تی n و تیالف – دمای مطلق سطح زمین و اتمسفر - گسیل سطح نسبت به جسم کاملاً سیاه (در صورت عدم وجود اطلاعات، b p = 1). الف –ضریب بسته به رطوبت هوا ; S o -ضریب با در نظر گرفتن ابری.
تفاوت بین تشعشع خود و تشعشع متقابل نامیده می شود تشعشع موثر او:
E e = E s – E a
تابش موثر (E e) عبارت است از از دست دادن خالص انرژی تابشی (گرما) از سطح زمین. هم در روز و هم شب انجام می شود. اما در طول روز با تابش خورشیدی جذب شده (کل یا جزئی) جبران می شود. در روزهای صاف بیشتر از روزهای ابری است، زیرا ابری تابش ضد Ea را افزایش می دهد.
تابش موثر با محصول T 3 ΔT متناسب است، که در آن T دمای مطلق سطح زمین است، ΔT تفاوت بین دمای زمین و هوا است.
بر اساس این فرمول می توان ادعا کرد که تابش موثر در ماه های تابستان بیشتر از فصل سرد است. دلیل دوم این امر کاهش پوشش ابر است.
با توجه به اینکه اتمسفر تشعشعات امواج بلند سطح زمین را جذب می کند، زمین به اندازه کافی سرد نمی شود. این اثر گرم کننده نامیده می شود گلخانه یا اثر گلخانه ای .
با افتادن روی سطح زمین، کل تشعشعات بیشتر در لایه نازک بالایی خاک یا لایه ضخیم‌تری از آب جذب شده و به گرما تبدیل می‌شود و تا حدی منعکس می‌شود. میزان بازتاب تابش خورشید توسط سطح زمین به ماهیت این سطح بستگی دارد. نسبت مقدار تابش منعکس شده به مقدار کل تشعشع تابیده شده در یک سطح معین نامیده می شود آلبدوی سطحیاین نسبت به صورت درصد بیان می شود.
بنابراین، از شار کل تابش کل (Ssinh Q+D)بخشی از آن از سطح زمین منعکس می شود (Ssinh Q + D)A،کجا الف -آلبدوی سطحی بقیه تابش کل (Ssin h Q + D)(1 - الف)جذب سطح زمین می شود و برای گرم کردن لایه های بالایی خاک و آب می رود. این قسمت نام دارد توسط تشعشع جذب می شود.
آلبیدو سطح خاکبین 10-30٪ متغیر است. در چرنوزم مرطوب به 5٪ کاهش می یابد و در ماسه سبک خشک می تواند تا 40٪ افزایش یابد. با افزایش رطوبت خاک، آلبدو کاهش می یابد. آلبیدوی گیاهی- جنگل ها، مراتع، مزارع - در 10-25٪ است. البیدو سطحی از برف تازه باریده 80-90٪ است برف طولانی مدت- حدود 50 درصد و کمتر. البیدو از سطح آب صافبرای تابش مستقیم از چند درصد زمانی که خورشید زیاد است تا 70 درصد زمانی که خورشید پایین است متغیر است. به هیجان هم بستگی دارد. برای تابش پراکنده، آلبدوی سطوح آب 5-10٪ است. به طور متوسط، آلبدوی سطح اقیانوس جهانی 5-20٪ است. آلبدو بالای ابر- از چند درصد تا 70-80٪ بسته به نوع و ضخامت پوشش ابر - به طور متوسط 50-60٪.
ارقام داده شده به بازتاب تابش خورشیدی نه تنها قابل مشاهده، بلکه همچنین اشاره دارد در کل طیف آنفتومتریک به معنای اندازه گیری آلبدو فقط برای تابش مرئی،که البته ممکن است برای کل شار تابش کمی با آلبدو متفاوت باشد.
الگوی توزیع آلبدوی سیاره ای به دست آمده از مشاهدات ماهواره های هواشناسی، تضاد شدیدی را بین مقادیر آلبدو در عرض های جغرافیایی بالا و میانی نیمکره های شمالی و جنوبی فراتر از موازی 30 نشان می دهد. در مناطق استوایی، آلبدو در بیابان هایی مانند صحرا، در مناطق ابری همرفتی بر روی آمریکای مرکزی، و در مناطق اقیانوسی در منطقه همگرایی بین گرمسیری (به عنوان مثال، شرق اقیانوس آرام استوایی) بالاترین میزان است.
در نیمکره جنوبی، به دلیل توزیع ساده تر خشکی و اقیانوس، تنوع ناحیه ای ایزوله های آلبدو مشاهده می شود. بالاترین مقادیر آلبیدو در عرض های جغرافیایی قطبی یافت می شود، جایی که میدان های برف و یخ غالب هستند.
بخش غالب تابش منعکس شده توسط سطح زمین و سطح بالایی ابرها فراتر از جو به فضای بیرونی می رود. بخشی (حدود یک سوم) از تابش پراکنده نیز به فضای بیرونی می گریزد.
نسبت تابش خورشیدی منعکس شده و پراکنده ای که به فضا می گریزد به کل تابش خورشیدی وارد شده به جو، آلبدوی سیاره ای زمین نامیده می شود.یا زشی آلبیدو.
به طور کلی، آلبدوی سیاره ای زمین 31 درصد برآورد شده است. بخش اصلی آلبدوی سیاره ای زمین انعکاس تابش خورشید توسط ابرها است.
1. موضوع، وظایف و روش های هواشناسی و اقلیم شناسی
2. تاریخچه توسعه هواشناسی و اقلیم شناسی
3. توده های هوا و دندی ها در تروپوسفر
4. انبار هوای شیمیایی. ساختار جو
5. تغییرات روزانه و سالانه دمای هوا و تغییرات آن با ارتفاع
6. تغییرات روزانه و سالانه دمای خاک و تغییرات آن با عمق
7. فرآیندهای آدیاباتیک در جو
8. تغییرات روزانه و سالانه کشسانی (فشار جزئی) منافذ آب و رطوبت نسبی
9. نوسانات روزانه و سالانه دما در خاک و حجم های بزرگ آبی
10. یخبندان، شرایط وقوع و اقدامات مقابله با آنها
11. ضریب شفافیت و ضریب کدورت در جو
12. آب و هوای قاره ای. شاخص های قاره ای
13. وارونگی دما (سطحی، در جو آزاد و جلویی)
14. متراکم شدن منافذ آب در جو
15. هیدرومترهای زمینی، شرایط تشکیل آنها
16. تعادل تشعشعی سطح زمین و جو
17. انبار طیفی تابش خورشیدی
18. ابرها، پیدایش، ساختار و طبقه بندی بین المللی آنها
19. تأثیر خشکی و دریا بر توزیع دمای هوا
20. بادهای موسمی در عرض های جغرافیایی گرمسیری و فرا گرمسیری
21. شرایط تشکیل مه، انواع آنها
22. ثابت خورشیدی
23. خاصیت ارتجاعی اشباع منافذ آب روی سطوح مختلف (روی سطوح یخ، آب، محدب، مقعر و صاف)
24. چرخه سالانه و روزانه تابش مستقیم و پراکنده خورشید
25. رژیم حرارتی خاک و مخازن
26. مشخصات رطوبت هوا
27. انواع نزولات جوی که از ابرها می بارد و تشکیل آنها
28. قانون تضعیف تابش خورشید
29. خواص فیزیکی پوشش برف، اهمیت اقلیمی آن
30. میدان فشار. نقشه های توپوگرافی باریک ایزوبال ها
31. تشعشع موثر. تابش جذب شده و آلبدوی زمین
32. معادله حالت گازها
33. معادله اساسی استاتیک اتمسفر. با استفاده از فرمول فشارسنجی
34. تغییرات تابش خورشید در جو و سطح زمین
35. تغییر حالت آدیاباتیک در جو
36. جذب تابش خورشید در جو
37. تابش پراکنده خورشید در جو. قانون رایلی
38. توزیع گرما در عمق خاک. قوانین فوریه
39. فرآیند سودوآبیاباتیک. آموزش سشوار
40. نیروهایی که بر سرعت و جهت تهویه تأثیر می گذارند
41. طبقه بندی جو و تعادل عمودی آن
42. قانون فشار باد
43. سیستم های فشار
44. گردش عمومی جو، خواص و اهمیت آن برای تشکیل آب و هوا
45. تأثیر مصنوعی بر ابرها
46. فرآیندهای تشکیل آب و هوا
47. فشار اتمسفر، واحدهای اندازه گیری
48. عوامل اقلیمی جغرافیایی
49. سیکلون ها و آنتی سیکلون ها، شرایط شکل گیری و آب و هوا در آنها
50. تعادل حرارتی سیستم زمین- جو
51. تعادل حرارتی سطح زمین
52. دلایل تغییر دمای هوا
53. دمای بالقوه
54. تغییرات غیر دوره ای دمای هوا. دمای هوا
55. تراکم در جو. هسته های تراکم
56. نقش عرض جغرافیایی در شکل گیری اقلیم
57. سازمان جهانی هواشناسی. دیده بان آب و هوای جهان آزمایش های بین المللی
58. زمان آب در هوا. گردش رطوبت در زمین
59. روش تحقیق در هواشناسی و اقلیم شناسی. خدمات آب و هواشناسی بلاروس
60. درجه فشار. گرادیان فشار
از اسپانیایی وینتو دی پاسادا- باد انتقال؛ باد مساعد برای انتقال. در عصر ناوگان قایقرانی، بادهای تجاری با موفقیت توسط دریانوردان دقیقاً به دلیل قوام آنها مورد استفاده قرار گرفت.
ساکنان اروپای غربی می دانند که "آب و هوا از غرب می آید"، بنابراین مناطق مسکونی شهرها غربی و مناطق صنعتی شرقی هستند.
در ماه جولای بین 35 درجه شمالی واقع شده است. و 5 درجه جنوبی در ژانویه - بین 15 درجه شمالی. و 25 درجه جنوبی r<1013гПа; параллель с самым низким атмосферным давлением в июле – 15° с.ш., в январе – 5–10º ю.ш.
