Радиационный баланс земной поверхности

Разность между поглощенной радиацией (I_sр) и эффективным из­лучением(Е_е) называется радиационным балансом земной поверхности(В):

В=I_sр– Е_е. (2.10)

В ночные часы, когда солнечная радиация отсутствует (I_sр=0), отрицательный радиационный баланс равен ночному эффективному излучению (В= – Е_е). В утренние часы, когда высота солнца достигает 10 – 15°, радиационный баланс становится положительным. Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты солнца, и убывает с ее уменьшением, Например, средние полуденные значения радиационного баланса в Санкт-Петербурге летом при облачности менее 7 баллов – около 0,7 – 0,8 кал/см²мин.

Радиационное равновесие Земли. Выше показано, что длинноволновое излучение земной поверхности в большей части поглощается в атмосфере и лишь в интервале длин волн 8,5 – 11 мкпроходит сквозь атмосферу в мировое пространство.

Вслед за С.П. Хромовым [83,84], примем приток солнечной радиации на границу атмосферы за 100 единиц. Тогда длинноволновое излучениеземной поверхности, уходящее в мировое пространство, составит всего около 10 единиц.

Кроме того, самаатмосфераизлучает в мировое пространство в длинноволновом спектреоколо 55 единиц, т.е. примерно в 5.5 раза больше, чем земная поверхность. Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы, уходящее в космос, называется уходящей радиацией. Оно составляет около 10 + 55 = 65 единиц.

Выше, в разделе о планетарном альбедо Земли, показано, что суммарная (прямая и рассеянная) коротковолновая отраженная радиация от поверхности Земли,выходящая за пределы атмосферы, составляет около 35 единиц. Следовательно, в сумме длинноволновое и коротковолновое излучение составит 65+35 =100 единиц.

Таким образом, Земля вместе с атмосферой теряет столько же радиа­ции, сколько и получает,т.е.находится в состояниирадиационного равновесия,что отвечает всеобщему закону сохранения и превращения энергии.

Избыток поглощенной радиации над излучением (т.е. радиационный баланс) расходуется на прогрев атмосферного воздуха за счет молекулярной и турбулентной передачи тепла, а также на процесс испарении воды. С ним связаны и другие, менее существенные с энергетической точки зрения, процессы. Эти вопросы мы рассмотрим в дальнейшем.

Радиационный баланс земной поверхности за годположителен для всех мест Земли, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это значит, что годовой приток поглощенной радиации здесь больше, чем эффективное излучение за то же время.

Географическое распределение радиационного баланса. В районе 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс равен 20 – 30 ккал/см²(рис. 2.9).

По направлению к более высоким широтам он уменьшается, и на материке Антарктиды отрицателен: от –5 до –10 ккал/см². Между 40° с.ш. и 40° ю.ш. годовые величины баланса свыше 60 ккал/см², а в приэкваториальной зоне между 20° с.ш. и 20^о ю.ш. – свыше 100 ккал/см². На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, так как океаны поглощают радиацию больше из-за уменьшения альбедо водной поверхности. В пустынях вследствие большого эффективного излучения в сухом воздухе и малооблачном небе радиационный баланс понижен. Баланс несколько понижен также в районах с муссонным климатом вследствие увеличения облачности. Осредненные по широтным кругам годовые характеристики радиационного баланса земной поверхности представлены в табл. 2.8.

В июне (рис. 2.10) во всем северном полушарии радиационный баланс положителен. Под 60 – 65° с.ш. он больше 8 ккал/см². С уменьшением широты он возрастает, но медленно. По обе стороны от северного тропика он достигает максимума 12 – 14 ккал/см² и выше, а на севере Аравийского моря более 16 ккал/см². Южнее 40° ю.ш. баланс переходит к отрицательным значениям, у берегов Антарктиды снижаясь до –2 ккал/см².

В декабре радиационный баланс отрицателен в пределах значительной части северного полушария (к северу от нулевой изолинии, рис. 2.11). Нулевая изолиния проходит немного южнее 40° с.ш., и к северу от этой широты баланс становится отрицательным, достигая в Арктике – 4 ккал/см² и меньше. Южнее 40° с.ш. он возрастает до 10 – 14 ккал/см² на южном тропике, откуда убывает до 4 – 5 кал/см² в прибрежных районах Антарктиды.

Закономерности широтного изменения радиационного баланса оказывают решающее влияние на формирование климата Земли.

Рис.2.9. Радиационный баланс за год (в ккал/см²год) [84].

Рис. 2.10. Радиационный баланс земной поверхности в июне (в ккал/см²мес) [84].

Рис. 2.11. Радиационный баланс земной поверхности в декабре (в ккал/см²мес) [84].

Таблица 2.8

Осредненные по широтным кругам характеристики радиационного баланса

Практическая работа № 2