Излучение земной поверхности и атмосферы

Всякое тело, обладающее температурой выше абсолютного нуля (больше минус 273º) испускает лучистую энергию. Чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волн испускаемых им лучей. Раскаленное Солнце посылает в пространство коротковолновую радиацию. Земная поверхность, поглощая коротковолновую солнечную радиацию, нагревается и также становится источником излучения (земной радиации). Но так как температура земной поверхности не превышает нескольких десятков градусов, ее излучение длинноволновое, невидимое.

Земная радиация в значительной мере задерживается атмосферой (водяным паром, углекислым газом, озоном), но лучи с длиной волны 9–12 мк свободно уходят за пределы атмосферы, и поэтому Земля теряет часть тепла.

Атмосфера, поглощая часть проходящей через нее солнечной радиации и больше половины земной, сама излучает энергию в мировой пространство и к земной поверхности. Атмосферное излучение, направленное к земной поверхности навстречу земному, называется встречным излучением. Это излучение, как и земное, длинноволновое.

В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации – излучение поверхности Земли и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю тепла земной поверхностью, называется эффективным излучением. Эффективное излучение тем больше, чем выше температура излучающей поверхности. Влажность воздуха уменьшает эффективное излучение, сильно снижают его облака.

Наибольшее значение годовых сумм эффективного излучения наблюдается в тропических пустынях – 80 ккал/см² в год – благодаря высокой температуре поверхности, сухости воздуха и ясности неба. На экваторе, при большой влажности воздуха, эффективное излучение составляет всего около 30 ккал/см² в год, причем величина его для суши и океана почти не различается. Наименьшее эффективное излучение в полярных районах, В умеренных широтах земная поверхность теряет примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощения суммарной радиации.

Способность атмосферы пропускать коротковолновое излучение Солнца (прямую и рассеянную радиацию) и задерживать длинноволновое излучение Земли называют парниковым эффектом. Благодаря парниковому эффекту средняя температура земной поверхности составляет =16°, при отсутствии атмосферы она была бы –22º (на 38° ниже).

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.