Эффективное излучение. Поглощенная радиация и альбедо Земли
Разность между собственным излучением и встречным называется эффективным излучением Ее: Ее = Еs – Еа Эффективное излучение (Ee) – 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 Еа. Эффективное излучения пропорционально произведению Т3 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 (SsinhQ+ D) отражается от земной поверхности часть его (SsinhQ + D)A, где А — альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (Ssin hQ + 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.
Вопросы
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
[1] от исп. Viento di pasada – ветер перехода; ветер, благоприятствующий переходу. В эпоху парусного флота пассаты, именно благодаря постоянству с успехом использовались мореплавателями [2] Жители Западной Европы знают, что «погода приходит с запада», поэтому спальные районы городов – западные, а промышленные – восточные. [3] 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.
|
