режим атмосферы Тема 4. Радиационный баланс

Раздел 1. Радиационный режим атмосферы
Тема 4. Радиационный баланс земной поверхности и атмосферы
Приток тепла в виде лучистой энергии это часть общего притока тепла,
который изменяет температуру атмосферы. Балансом лучистой энергии или
радиационным балансом называется разность между поглощенной радиацией
и собственным излучением. Наиболее полно к настоящему времени исследован радиационный баланс земной поверхности, атмосферы в целом и
системы земная поверхность-атмосфера.
Радиационный баланс земной поверхности. Приходная часть
радиационного баланса R земной поверхности состоит из поглощенной
прямой солнечной (1–r)I′ и рассеянной (1–r)i радиации, а также части
излучения атмосферы δBA. Расходной частью R является лишь излучение
земной поверхности Во. Таким образом,
R = (1 - r)I′ + (1-r)I + δBA - Во
или
R = (1 - r)I′ + (I′ + i) + В*
(1.1)
где r — альбедо, В* — эффективное излучение земной поверхности.
Радиационный баланс земной поверхности оказывает существенное влияние
на распределение температуры в почве и приземном слое атмосферы, а также
на процессы испарения и снеготаяния, образование туманов и заморозков,
изменение свойств воздушных масс. Он изменяется в зависимости от
широты, времени года и суток, погодных условий. Расчет баланса производят
за различные промежутки времени: минуту, сутки, месяц, сезон, год. Он
может быть как положительным, так и отрицательным.
Суточный ход радиационного баланса R содержит коротковолновую Rk
= (1 - r) + (I′ + i) и длинноволновую (В*) составляющие. Переход
радиационного баланса через ноль (R = 0) от отрицательных значений к
положительным и обратно — происходит при высоте Солнца 10–15°. В
течение ночи радиационный баланс при постоянном количестве облачности
сохраняется практически постоянным. Рассмотрим время перехода
радиационного баланса через ноль утром и вечером для разных месяцев на
разных широтах. При наличии снежного покрова промежуток времени, в
течение которого R > 0, уменьшается, так как в этом случае переход R через
нуль происходит при большей высоте Солнца (20–25°). Момент перехода R
через нуль совпадает со временем установления (вечером) и разрушения
(утром) приземных инверсий температуры.
Годовой ход радиационного баланса. Радиационный баланс
положителен (R > 0) в низких широтах (Тбилиси) практически в течение
всего года, в умеренных широтах (Пермь, Санкт-Петербург) в течение 8
месяцев, в Арктике в течение 5 месяцев. В Антарктике вследствие высоких
значений альбедо поглощенная радиация невелика, а радиационный баланс
за год на всех станциях отрицателен. В Центральной Арктике,
1
радиационный баланс за год отрицателен в точках, расположенных к северу
от 75° с. ш.
Если рассматривать данные радиационного баланса суши и океанов в
различных широтных зонах северного и южного полушария, то на одной и
той же широте радиационный баланс океанов больше, чем суши.
Объясняется это тем, что альбедо воды в среднем меньше, чем суши. Зависимость радиационного баланса R от высоты Солнца h⊗ при отсутствии
облачности приближенно описывается следующей формулой:
R = a (h⊗ – b),
где а и b зависят от альбедо земной поверхности, увеличение альбедо от 10
до 80 % сопровождается уменьшением R в 3 раза.
Кроме высоты Солнца и альбедо, на радиационный баланс и его
изменение сильное влияние оказывает облачность. В дневное время при
положительном радиационном балансе появление облачности ведет к
уменьшению суммарной радиации и эффективного излучения. Но так как
уменьшение суммарной радиации значительно больше, чем эффективного
излучения, то радиационный баланс при появлении облачности уменьшается.
При отрицательном радиационном балансе (ночью и зимой) появление
облачности сопровождается уменьшением эффективного излучения, а вместе
с этим и абсолютной величины радиационного баланса. Облачность всегда
вызывает уменьшение абсолютной величины радиационного баланса,
например, зависимость R от количества облачности п:
п баллы 3
R кВт/м2 0,32
4
5
0,31 0,30
6
0,29
7
0,28
8
0,26
Радиационный баланс атмосферы и системы земная поверхность —
атмосфера. Приходную часть радиационного баланса атмосферы RA составляют поглощенное атмосферой излучение земной поверхности Uп и
поглощенная ею прямая и рассеянная солнечная радиация Qп. Теряет тепло
атмосфера за счет излучения в направлении к земной поверхности (δВA) и в
мировое пространство (B∞). Формулу для радиационного баланса атмосферы
можно, таким образом, записать в виде
RA= Uп+ Qn - δВA - B∞
Если через Р обозначить функцию пропускания атмосферы для
длинноволновой радиации, то
Uп = (1 - P)B0
где Во — излучение земной поверхности. Но разность В0 – δВA =В* есть
эффективное излучение земной поверхности, а сумма РВо + B∞= U∞ —
уходящее в мировое пространство излучение земной поверхности и
атмосферы (из потока Во часть (1 - Р)В0 поглощается атмосферой, а часть
РВ0 проходит через нее). С учетом указанного формула для радиационного
баланса принимает вид
RA= В* + Qn - U∞
Расчет по этой формуле показал, что радиационный баланс атмосферы на
всех широтах в среднем за год отрицателен. Приведем изменение RA с
широтой, в северном полушарии:
2
ϕ°
RА Вт/м2
0-10
–101
10-20
–110
20-30
–109
30-40
–92
40-50 50-60 60-70
–80
–80
–93
Большой интерес представляет изучение радиационного баланса
системы земная поверхность — атмосфера, т.е Земли как планеты, под
которым понимается баланс лучистой энергии в вертикальном столбе,
включающем деятельный слой почвы и всю атмосферу. Приходная часть
этого баланса состоит из поглощенной земной поверхностью и атмосферой
прямой и рассеянной солнечной радиации, расходную часть составляет
уходящее излучение U∞:
Rs = (I + i)(1 - r)+Qп- U∞
Формулу можно записать также в виде
Rs = I′0(1 - rs) - U∞
где I′0 — поток прямой солнечной радиации (на горизонтальную
поверхность) на верхней границе атмосферы (инсоляция), rs— альбедо Земли
как планеты. Оценим среднюю по всему земному шару инсоляцию I′0 на
верхней границе атмосферы. На Землю за единицу времени поступает
количество солнечной энергии, равное произведению солнечной постоянной
I*0 на площадь поперечного сечения Земли πR2, т. е. πR2I*0 (R — средний
радиус Земли). Эта энергия под влиянием вращения Земли распределяется по
всей поверхности земного шара, равной 4πR2. Таким образом, среднее
значение потока солнечной радиации на горизонтальную поверхность Земли
(инсоляция) без учета ослабления ее атмосферой составляет
πR2I*0 / 4πR2 = I*0 / 4 = 0,343 кВт/м2
Радиационный баланс системы земная поверхность—атмосфера может
быть как положительным, так и отрицательным. В годовом ходе баланс Rs в
умеренных широтах в течение летних месяцев больше нуля и отрицателен
остальное время года. В экваториальной области (от 10-15° с. ш. до 10-15° ю.
ш.) баланс положителен в течении всего года. Данные наблюдений за
составляющими радиационного баланса получены и с помощью
метеорологических искусственных спутников Земли. В среднем за год
радиационный баланс системы Rs положителен в зоне от экватора до широты
около 35° в северном полушарии и около 40° в южном. В этой зоне значения
Re над океаном больше, чем над сушей. Это различие обусловлено влиянием
альбедо, которое в тропической зоне над океаном меньше, чем над сушей
(сказывается влияние преобладающей большой высоты Солнца в этом зоне,
при которой альбедо водной поверхности мало). Уходящее излучение
сравнительно слабо зависит от широты и практически одинаковое над
океаном и сушей во всех широтных зонах. Вне тропической зоны и
субтропиков радиационный баланс системы в среднем за год отрицателен,
при этом в Арктике абсолютное значение Rs на 10—15 Вт/м2 больше, чем в
Антарктике. Объяснить это различие можно влиянием высоты излучающей
поверхности: при большей высоте (Антарктика) уменьшается излучение
земной поверхности, а вместе с этим и уходящее излучение.
Радиационный баланс системы Rs в каждой широтной зоне имеет
хорошо выраженный годовой ход. С увеличением широты резко возрастает
3
амплитуда годового хода Rs. Наиболее резкие изменения Rs наблюдаются в
том и другом полушариях при переходе от лета к осени и от зимы к весне.
Летом радиационный баланс системы положителен (Rs > 0) практически на
всех широтах, осенью же Rs больше нуля только до широты около 23°, а над
остальной частью полушария баланс Rs отрицателен. Зимой положительные
значения Rs сохраняются до широты около 15°, в то время как весной область
с Rs > 0 распространяется в обоих полушариях до широты около 55°. Летом
значения Rs на соответствующих широтах в южном полушарии несколько
больше, чем в северном, особенно максимальные значения, наблюдаемые на
широтах 20—23°.
Влияние облачности. Для облаков характерны высокие значения
альбедо, и они оказывают существенное влияние на потоки и притоки
радиации в целом. Альбедо системы в случае облачной атмосферы
существенно больше (от нескольких процентов в субтропиках северного
полушария и экваториальной области до 15—20% в умеренных широтах
северного и, особенно, южного полушарий) альбедо системы при отсутствии
облаков (которое для всей Земли составляет 17%). Можно отметить
увеличение альбедо вблизи 7° с. ш., обусловленное влиянием облачного
покрова внутритропической зоны конвергенции (ВЗК). Резкое возрастание
альбедо системы в высоких широтах связано с ледяным покровом, альбедо
которого так же велико, как и облачности. Облачность оказывает влияние не
только на альбедо системы, но и на уходящий поток (U∞) длинноволновой
радиации. Облака уменьшают эффективное излучение земной поверхности и
при наличии облаков уходящий поток радиации меньше.
4