ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 6090
Скачиваний: 505
«.45
V »
»«<\ , S S
&>
/
" f////////// 0 /
О,
V <У V
с Л r.
v
\ П гч ^ ' <V -^
> А?
л?
АУ
4 ? .«У
F А Ч? # Л*
& с'*
О, А?\*У «<> «^
А, ' А?
1
&* A
4$
•? #
® лР CV -V О-
? 4 * ^ .<У ,-«>
U ^ А # / f ^ л
6
о
0
^ ^ ь .
# Я
1
v А7 V
е
3
4У
х ^ СУ oS
7
r ^ ч^ *©•
v "
^^? ° /^ \ ? /
<f^A?& \
°
V ^V гУ «Р' ^ "<? xS
y
л*
г
У
Линии раеных величин
суммарной солнечной
радиации (в килокало
риях на 1 см
2
в год)
Области, для которых величины суммарной
солнечной радиации не определены:
] горные области
^^
^
О 1800 км
! материковые льды
t
i
Рис. 27. Карта суммарной солнечной радиации за год
У
Линии равных величин
. суммарной солнечной ради
у*"
4
" ации в июне (в килокало-
£
риях на 1 см
2
в месяц)
Рис. 28. Карта суммарной солнечной радиации в июне
в северном полушарии и тропических широтах южного почти не
выражена. Лучше проявляется она в северном полушарии над
Океаном и ясно выражена во внетропических широтах южного
полушария. У Южного полярного круга величина суммарной сол
нечной радиации приближается к 0.
В д е к а б р е наибольшие суммы радиации поступают в южное
полушарие. Высоколежащая ледяная поверхность Антарктиды
при большой прозрачности воздуха получает значительно больше
суммарной радиации, чем поверхность Арктики в июне. Много
тепла в пустынях (Калахари, Большая Австралийская), но вслед
ствие большей океаничности южного полушария (высокая влаж
ность воздуха и значительная облачность) суммы тепла здесь
несколько меньше, чем в июне в тех же широтах северного полу
шария. В экваториальных и тропических широтах северного полу
шария суммарная радиация изменяется сравнительно мало и
зональность в ее распределении выражена четко только к северу
от Северного тропика. С увеличением широты суммарная радиа
ция довольно быстро уменьшается, ее нулевая изолиния проходит
несколько севернее Северного полярного круга.
Альбедо. Суммарная солнечная радиация, попадая на поверх
ность, частично отражается обратно в атмосферу. Отношение коли
чества радиации, отраженной от поверхности к количеству падаю
щей на эту поверхность, называется
альбедо.
Альбедо (а) характеризует отражательную способность по
верхности и выражается дробью или в процентах. 1 — а — коэф
фициент поглощения. Альбедо земной поверхности зависит от ее
свойств и состояния: цвета, влажности, шероховатости и т. д.
Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпав-
ший снег — до 0,90. Альбедо поверхности песчаной пустыни —
от 0,09 до 0,34 (в зависимости от цвета и влажности), поверхно
сти глинистой пустыни — 0,30, луга со свежей травой — 0,22, с су
хой травой — 0,931, леса лиственного — 0,16—0,27, леса хвойного —
0,06—0,19, пашни — 0,07—0,10. Отражательная способность
спокойной водной поверхности при отвесном падении солнечных
лучей — 0,02, при низком стоянии Солнца над горизонтом — 0,35.
Чистая атмосфера отражает около 0,10 солнечной радиации.
Большое альбедо поверхности полярных льдов, покрытых сне
гом, — одна из причин низких температур в полярных районах.
Альбедо Земли как планеты очень сложно, так как поверх
ность ее очень разнообразна. Большое значение имеет облачность.
Альбедо облаков — от 0,50 до 0,80. Величину альбедо Земли как
планеты принимают равной 0,35.
Излучение. Всякое тело, обладающее температурой выше абсо
лютного нуля (—273°С), испускает лучистую энергию. Полная лу
чеиспускательная способность абсолютно черного тела прямо про
порциональна четвертой степени его абсолютной температуры
(Т):
8в
/? = 6Г
4
кал/см
2
в мин (закон С т е ф а н а — Б о л ь ц м а н а )
1
,
б — постоянный коэффициент = 8,26 • 10~
п
кал/см
2
в мин.
Чем выше температура излучающего тела, тем короче длина
волн испускаемых им лучей. Раскаленное Солнце посылает в про
странство коротковолновую радиацию. Земная поверхность, погло
щая
коротковолновую солнечную радиацию,
нагревается и также
становится источником излучения (источником земной радиации).
Но так как температура земной поверхности не превышает
нескольких десятков градусов, ее
излучение длинноволновое, не
видимое.
Атмосфера, поглощая часть проходящей через нее солнечной
радиации и больше половины земной, сама излучает энергию и
в мировое пространство и к земной поверхности. Атмосферное
излучение, направленное к земной поверхности, навстречу зем
ному, называется
встречным излучением.
Это излучение, как и
земное, длинноволновое, невидимое.
В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиа
ции — излучение поверхности и излучение атмосферы. Разность
между ними, определяющая фактическую потерю тепла земной
поверхностью, называется
эффективным излучением.
Эффектив
но^ излучение тем больше, чем выше температура излучающей
поверхности. Влажность воздуха уменьшает эффективное излуче
ние, сильно снижают его облака.
Наибольшее значение годовых сумм эффективного излучения
наблюдается в тропических пустынях (80 ккал/см
2
в год) благо
даря высокой температуре поверхности, сухости воздуха и ясности
неба. На экваторе при большой влажности воздуха эффективное
излучение составляет всего около 30 ккал/см
2
в год, причем вели
чина его для суши и Океана очень мало различается. В умерен
ных широтах земная поверхность теряет примерно половину того
количества тепла, которое она получает от поглощения суммарной
радиации. В целом для Земли эффективное излучение 46 ккал/см
2
в год.
Способность атмосферы пропускать коротковолновое излучение
Солнца (прямую и рассеянную радиацию) и задерживать длинно
волновое тепловое излучение Земли называют
оранжерейным
(парниковым) эффектом
2
.
Благодаря оранжерейному эффекту
средняя температура земной поверхности +15°, при отсутствии
атмосферы она была бы на 21—36° ниже.
Радиационный и тепловой баланс.
Земля одновременно полу
чает (приход) солнечную радиацию и отдает (расход) ее. Разность
между приходом и расходом солнечной радиации —
радиационный
баланс, или остаточная радиация.
Радиационный баланс Земли
1
Закон был введен опытным путем Стефаном в 1877 г. и обоснован
теоретически Больцманом в 1879 г.
2
Действие атмосферы подобно действию стекла, пропускающего сол
нечный свет и задерживающего обратное тепловое излучение,
88
складывается из радиационных балансов подстилающей поверх
ности и атмосферы. Приходную часть радиационного баланса под
стилающей поверхности составляет суммарная радиация, расход
ную — альбедо поверхности и ее эффективное излучение.
Величина радиационного баланса поверхности определяется
уравнением:
R = Q
(1 — а ) — /
Э
ф , где
Q
— суммарная солнечная
радиация, поступающая на единицу поверхности, а — альбедо
(выраженное дробью), /
Э
ф — эффективное излучение поверхности.
Уравнение радиационного баланса поверхности можно запи
сать и так:
R — Q
— /
Э
ф — ж, где
х
— отраженная радиация, выра
женная в тех же единицах, в каких и остальные члены уравнения.
Если приход больше расхода, радиационный баланс положите
лен, если приход меньше расхода — отрицателен. Ночью на
всех широтах радиационный баланс поверхности отрицателен,
днем ,до полудня — положителен (кроме высоких широт зимой),
после полудня — снова отрицателен. В среднем за сутки радиа
ционный баланс может быть как положительным, так и отрица
тельным.
Т а б л и ц а 10
Радиационный баланс по широтам кал/см
2
в сутки
(в среднем за год)
по Багрову Н. А.
Северное полушарие
широта
90—80
80—70
70—60
60—50
50—40
40—30
30—20
20—10
10—0
приход
156
184
240
294
358
435
491
518
518
расход
356
357
388
403
416
432
440
438
426
остаточная •
радиация
—200
—173
—148
—109
—58
3
51
80
92
Южное полушарие
широта
80—90
70—80
60—70
50—60
40—50
30—40
20—30
10—20
0—10
приход
156
171
214
278
361
428
491
528
518
расход
358
266
380
396
410
419
430
432
425
остаточная
радиация
—202
—195
—166
—118
- 4 9
9
61
98
93
На карте г о д о в ы х с у м м радиационного баланса видно,
что распределение их на Океане в общем зонально. В тропических
широтах годовые величины радиационного баланса на Океане
достигают 140 ккал/см
2
(Аравийское море), а у границ плавучих
льдов не превышают 30 ккал/см
2
. Незначительные отклонения от
зонального распределения связаны с различной облачностью. При
переходе с Океана на сушу изолинии годовых сумм радиацион
ного баланса резко меняют направление, потому что эти суммы,
как правило, на Океане выше, чем на суше (влияние альбедо и
эффективного излучения).
На суше в экваториальных и тропических широтах годовые
значения радиационного баланса изменяются от 60 до 90 ккал/см
2
89
15 зависимости от условий увлажнения. Наибольшие его вели
чины — во влажных тропических лесах, саваннах, наименьшие —
в районах большой облачности и в очень сухих районах (боль
шое эффективное излучение). В умеренных и высоких широтах
годовая величина радиационного баланса уменьшается с увели
чением широты. Причина — уменьшение эффективного излу
чения.
Годовые суммы радиационного баланса над центральными
районами Антарктиды отрицательны (несколько калорий на 1 см
2
).
В Арктике значения этих величин близки к нулю. На остальном
пространстве земной поверхности годовые суммы радиационного
баланса положительные.
В и ю л е радиационный баланс земной поверхности в значи
тельной части южного полушария отрицательный. Линия нулевого
баланса проходит около 50° ю.ш., к северу от нее радиационный
баланс положителен, к югу — отрицателен. Наивысшего значения
величины радиационного баланса достигают на поверхности
Океана в тропических широтах северного полушария и на поверх
ности некоторых внутренних морей, например Черного (14—
16 ккал/см
2
в мес).
В я н в а р е линия нулевого баланса расположена между 40 и
50° с.ш. (над Океаном она несколько поднимается к северу, над
материками спускается к югу). Значительная часть поверхности
Земли в северном полушарии имеет отрицательный радиационный
баланс. Наибольшие его величины приурочены к тропическим
широтам.
В среднем за год радиационный баланс поверхности положи
телен, в то время как радиационный баланс атмосферы отрицате
лен. Можно ожидать, что земная поверхность постоянно нагре
вается, а атмосфера, наоборот, охлаждается. Однако в действи
тельности этого не происходит, потому что тепло передается от
поверхности к атмосфере и обратно не только посредством излу
чения, но и в результате теплопроводности, поглощение тепла при
испарении с поверхности и выделении его при конденсации влаги
в воздухе.
Как расходуются излишки тепла (положительный радиацион
ный баланс) и как восполняется его недостаток (в случае отрица
тельного радиационного баланса), как устанавливается тепловое
равновесие для поверхности, для атмосферы и для системы «по
верхность—атмосфера», объясняет
тепловой баланс.
Уравнение теплового баланса п о в е р х н о с т и :
Я„ —
ЬЕ- Р — В = 0,
где /?п — радиационный баланс (всегда положительный),
LE
—
затраты тепла на испарение
(L
— скрытая теплота парообразова
ния,
Е
— испарение),
Р
— турбулентный теплообмен между
91