Радиационный баланс (остаточная радиация)

Земная поверхность одновременно получает радиацию и отдает ее. Приход радиации составляют суммарная солнечная радиация и встречное излучение атмосферы. Расход – отражение солнечных лучей от поверхности (альбедо) и собственное излучение земной поверхности. Разница между приходом и расходом радиации – радиационный баланс или остаточная радиация.

Если приход больше расхода, то радиационный баланс положительный, если наоборот, то отрицательный. Ночью на всех широтах он отрицательный, днем до полудня – положительный везде, кроме высоких широт зимой; после полудня снова отрицательный.

На карте годовых сумм радиационного баланса земной поверхности видно резкое изменение положения изолиний при переходе их с суши на океан. Как правило, радиационный баланс поверхности океана превышает радиационный баланс суши (влияние альбедо и эффективного излучения). Распределение радиационного баланса в общем зонально. Отклонения радиационного баланса от зонального распределения в Океане незначительны и вызываются распределением облачности.

На суше в экваториальных и тропических широтах годовые значения радиационного баланса изменяются от 60 до ккал/см² в зависимости от условий увлажнения^. Наибольшие годовые сумма рад. Баланса отмечаются в тех районах, где альбедо и эффективное излучение сравнительно невелики (влажные тропические леса саванны). Наименьшим их значение оказывается в очень влажных (большая облачность) и в очень сухих (большое эффективное излучение) районах. В умеренных и высоких широтах годовая величина радиац. баланса уменьшается с увеличением широты. (влияние уменьшения суммарной радиации).

Годовые суммы радиационного баланса над центральными районами Антарктиды отрицательны. В Арктике значения этих величин близки нулю.

В среднем за год радиационный баланс земной поверхности положителен. При этом температура поверхности не повышается, а остается приблизительно постоянной, что можно объяснить только непрерывным расходованием излишков тепла.

Радиационный баланс атмосферы складывается из поглощенной ею солнечной и земной радиации, с одной стороны, и атмосферного излучения – с другой. Он всегда отрицателен, так как атмосфера поглощает лишь незначительную часть солнечной радиации, а излучает почти столько же, сколько и поверхность.

Радиационный баланс поверхности и атмосферы как целого для всей Земли за год равен в среднем нулю, но по широтам он может быть и положительным и отрицательным.

Логическим следствием такого распределения радиационного баланса должен быть перенос тепла в направлении от экватора к полюсам.

Тепловой баланс.

Радиационный баланс – важнейшая составляющая теплового баланса. Он показывает как преобразуется на земной поверхности поступающая энергия солнечной радиации.

Радиационный баланс поверхности считается положительным, если радиация, поглощенная поверхностью, превышает потери тепла, и отрицательным, если она не восполняет их.

Тепловой баланс поверхности описывается формулой:

R = LE+P+A

Где R – радиационный баланс, LE – затраты тепла на испарение, Р – турбулентный теплообмен между поверхностью и атмосферой, А – теплообмен между поверхностью и нижележащими слоями почвогрунта или воды.

Тепловой баланс атмосферы складывается из радиационного баланса атмосферы R_а, тепла. Поступающего от поверхности, Р_а, тепла, выделяющегося в атмосфере при конденсации, LE, затрат тепла на испарение и горизонтального переноса (адвекции) А_а.

Радиационный баланс атмосферы всегда отрицателен.

За 100% принята величина солнечной радиации, поступающей к атмосфере за год. Солнечная радиация, проникая в атмосферу, частично отражается от облаков и уходит обратно за пределы атмосферы – 38%, частично поглощается атмосферой – 14% и частично в виде прямой солнечной радиации достигает земной поверхности – 48%. Из 48%, дошедших до поверхности, 44% ею поглощается, а 4% отражаются. Таким образом, альбедо Земли составляет 42% (38+4).

Поглощенная земной поверхностью радиация расходуется следующим образом: 20% теряются через эффективное излучение, 18% затрачиваются на испарение с поверхности, 6% – на нагревание воздуха при турбулентном теплообмене (итого 24%). Расход тепла поверхностью уравновешивает его приход. Тепло, полученное атмосферой (14% непосредственно от Солнца, 24% от земной поверхности), вместе с эффективным излучением Земли направляется в мировое пространство. Альбедо Земли (42%) и излучение (58%) уравновешивают поступление солнечной радиации к атмосфере.

Температура земной поверхности.

Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными лучами и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху, называют деятельной поверхностью.

Годовой ход температуры деятельного слоя различен на разных широтах. Максимум температуры поверхности в средних и высоких широтах обычно наблюдается в июле, минимум – в январе. Амплитуды годовых колебаний температуры деятельной поверхности в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они достигают 30º. На годовые колебания температуры поверхности в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.

Температура воздуха.

Воздух нагревается и охлаждается главным образом от земной поверхности. Важную роль в его нагревании играет тепловая конвекция, возникающая в результате неравномерного нагревания деятельной поверхности и воздуха, соприкасающегося с ней. Более нагретый воздух устремляется вверх, перенося тепло. Количество тепла, получаемого воздухом в результате конвекции и турбулентности (беспорядочности), больше количества тепла / получаемого им в результате излучения поверхностью, в 4000 раз, а в результате передачи от нее путем молекулярной теплопроводности почти в 500 000 раз.

Тепло переносится с поверхности в атмосферу также с помощью испаряющейся влаги и в результате горизонтального переноса воздушными течениями – адвекции.

Иногда температура воздуха с высотой увеличивается. Это явление называется инверсией. У земной поверхности при сильном ее охлаждении в результате излучения возникает радиационная инверсия. Она появляется в ясные летние ночи и может охватить слой мощностью в несколько сотен метров. Зимой в ясную погоду инверсия сохраняется несколько суток и даже недель.

Усилению инверсии способствую условия рельефа: холодный воздух стекает в понижения и там застаивается. Мощные инверсии образуются, когда сравнительно теплый воздух приходит на холодную поверхность, охлаждающую его нижние слои. Так бывает весной, когда лежит еще не стаявший снег.

В целом термический режим нижнего слоя тропосферы приблизительно до высоты 2 км определяется излучением и поглощением тепла подстилающей поверхностью и вертикальным обменом (конвекция и турбулентность).

Годовой ход температуры воздуха зависит прежде всего от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается.

Поиск по сайту: