11. Радиационный баланс земной поверхности. Тепловое излучение земной поверхности. Встречное излучение. Эффективное излучение.

Радиационный баланс земной поверхности– разность между поглощённой коротковолновом излучении и эффективным длинноволновым излучением.

Тепловое излучение земной поверхности

Земная поверхность как физическое тело, имеющее температуру выше абсолютного 0, является источником излучения, которое называется тепловым излучением Земли.

Верхние слои почвы и воды, снег, сами излучают длинноволновую радиацию – собственное излучение земной поверхности.

Его можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности. Излучение абсолютно черного тела Eа.ч.т., согласно закону Стефана Больцмана, пропорционально 4 степени абсолютной температуры тела.

Е а.ч.т.- относительная излучательная способность, показывающая, какую долю излучения а.ч.т. составляет излучение данной поверхности

Однако Земля не является а.ч.т., поэтому ее излучение меньше излучения а.ч.т. при той же температуре, излучение серого тела. Относительный коэффициент излучения для разных типов подстилающей поверхности колеблется от 0,85 до 0,99, в среднем 0, 95. Наибольшая излучательная способность у снега 0,986.

Собственное излучение земной поверхности, с учетом

При средней температуре земной поверхности 288 К интенсивность земного излучения составляет 373 Вт/м2.

Температура на земном шаре изменяется от 190 до 350 К. Соответственно этим температурам собственное излучение Земли относится к длинноволновому ИК-излучению с длинами волн от 4 до 120 мкм, 99% энергии из этого спектра приходится на интервал до 4-40 мкм, а максимум энергии – на 10-15 мкм. ИК

Излучение земной поверхности происходит непрерывно: чем выше температура излучающей поверхности. тем интенсивнее ее излучение. Оно направлено в атмосферу и почти полностью поглощается ею.

На ОСНОВЕ ТЕМПЕРАТУРНЫХ КОНТРАСТОВ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ ВОЗМОЖНО ДИСТАНЦИОННОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ Земли искуственными спутниками. Разная степень нагревания поверхности и энергетическая яркость в ИК-диапазоне позволяют выявлять разные элементы ландшафта, составлять карты почв, растительности, рельефа.

Встречное излучение атмосферы

Атмосфера, поглощающая часть солнечной радиации 15% и собственного излучения земной поверхности, а также получая тепло путем турбулентной теплопроводности и при конденсации водяного пара, нагревается выше абсолютного 0 и нагретая атмосфера излучает невидимую Ик-радиацию длинноволновую, 30% которой направлено в космическое пространство, 70% - к земной поверхности.

Часть атмосферного излучения, приходящего к земной поверхности, называют встречным излучением а. Eа. так как оно направлено навстречу собственному излучению з.п.

Земная поверхность поглощает ви почти полностью 99%.

Так температура атмосферы ниже температуры земной поверхности, то встречное излучение атмосферы больше, чем земное.

Встречное излучение а. дополняет поглощенную солнечную радиацию и является источником энергии для земной поверхности, которая практически полностью поглощает встречное излучение атмосферы.

Встречное излучение возрастает с увеличением облачности, поскольку облака сами сильно излучают. Встречное излучение уменьшается с высотой – уменьшается содержание водяного пара.

Основным поглотителем излучения земной поверхности и и посылающим встречное поглощение в атмосфере является водяной пар. Однако интенсивность встречного излучения коррелирует, прежде всего с содержанием в атмосфере водяного пара. Так. над экватором, где влагосодержание наибольшее на Земле, встречное излучение а. составляет 0,35-0, 42 к Вт/м2, в полярных широтах уменьшается до 0.21. оксид углерода, озон.

Эффективное излучение

Эффективным излучением называют разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы. Eэф = Eз – Eа

Встречное излучение всегда меньше земного

Эф. излучение представляет собой баланс длин. радиации на земной п-ти Вд.

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии и тепла с земной поверхности ночью. Измеряется пиргеометрами. Собственное излучение – по закону Стефана-Больцмана, зная температуру з.п.

Эффективное излучение зависит от температуры земной поверхности, от температуры и влажности воздуха, облачности. С повышением температуры земной поверхности Е эф увеличивается, а с повышением температуры и влажности – уменьшается. Особенно сильно на эф излучение влияют облака. Если блака плотные и температура их близка к температуре земной поверхности, то Ез=Еа и Еэф = 0

Суточный ход эффективного излучения имеет максимум в 12-14 часов и минимум перед восходом солнца. В безоблачную погоду эффективное излучение в среднем изменяется от 70 до 140 Вт/м2, Годовой ход Еэф в районах с континентальным климатом характеризуется максимумом в летние месяцы и минимумом в зимние. Максимальные значения 280-300 Еэф наблюдаются над сушей днем. В районах с морским климатом годовой ход эффективного излучения выражен слабее, чем врайонах, расположенных в глубине континента. Над океанами в тропических широтах среднее значение эффективного излучения около 80, так как в течении года колеблется от 56 до 115.

Поглощая земное излучение и посылая встречное излучение к земнй поверхности, а. уменьшает охлаждение последнее в ночное время. днем она мало препятствует нагреванию нагреванию з.п. солнечной радиацией. Это влияние а. на тепловой режим - Способность атмосферы пропускать коротковолновую радиацию и задерживать длинноволновую радиацию земной поверхности называют парниковым эффектом. Такой эффект обеспечивает небольшие перепады температуры в течении суток. Расчеты показывают, что при отсутствии атмосферы средняя температура деятельного слоя Земли снизилась бы на 38 С, по сравнения с фактически наблюдающейся, и наша планета была бы покрыта вечными льдами. В настоящее время атмосфера разогревается за счет выбросов при сжигании углеводородного топлива и парниковый эффект усиливается.

12. Тепловой режим атмосферы: суточный и годовой ход температуры воздуха. Амплитуда температуры воздуха. Изменение температуры воздуха с высотой. Изменения температуры приземного слоя воздуха в течение суток и года обусловлены периодическими колебаниями температуры подстилающей поверхности и наиболее четко выражены в его нижних слоях.В суточном ходе кривая имеет по одному максимуму и минимуму. Минимальное значение температуры наблюдают перед восходом Солнца. Затем она непрерывно повышается, достигая наибольших значений в 14...15 ч, после чего начинает снижаться до восхода Солнца.Амплитуда температурных колебаний — важная характеристика погоды и климата, зависящая от ряда условий.Амплитуда суточных колебаний температуры воздуха зависит от погодных условий. В ясную погоду амплитуда больше, чем в пасмурную, так как облака днем задерживают солнечную радиацию, а ночью уменьшают потерю тепла земной поверхностью путем излучения.Амплитуда зависит также от времени года. В зимние месяцы при малой высоте Солнца в средних широтах она понижается до 2...3 °С.Оказывает большое влияние на суточный ход температуры воздуха рельеф: на выпуклых формах рельефа (на вершинах и на склонах гор и холмов) амплитуда суточных колебаний меньше, а в вогнутых (ложбины, долины, котловины) больше по сравнению с равнинной местностью.Назначение амплитуды влияют и физические свойства почвы:чем больше суточный ход на самой поверхности почвы, тем больше суточная амплитуда температуры воздуха над ней.Растительный покров уменьшает амплитуду суточных колебаний температуры воздуха среди растений, так как он днем задерживает солнечную радиацию, а ночью — земное излучение. Особенно заметно уменьшает суточные амплитуды лес.Годовой ход температуры воздуха в разных географических зонах различен в зависимости от широты и континентальное™ местоположения. По средней многолетней амплитуде и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдают два слабовыраженных максимума температуры — после весеннего (21.03) и осеннего (23.09) равноденствия, когда Солнце находится в зените, и два минимума — после зимнего (22.12) и летнего (22.06) солнцестояния, когда Солнце находится на наименьшей высоте.Тропический тип. В тропических широтах наблюдают простой годовой ход температуры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния.Тип умеренного пояса. Минимальные и максимальные значения температуры отмечаются после солнцестояний.Полярный тип. Минимум температуры в годовом ходе вследствие полярной ночи сдвигается на время появления Солнца над. Максимум температуры в Северном полушарии наблюдается в июле.На годовой ход температуры воздуха оказывает влияние также высота места над уровнем моря. С увеличением высоты годовая амплитуда уменьшается. В тропосфере температура воздуха с высотой понижается, как отмечалось, в среднем на 0,6 ºС на каждые 100 м высоты. Однако в приземном слое распределение температуры может быть различным: она может и уменьшаться, и увеличиваться, и оставаться постоянной. Представление о распределении температуры с высотой дает вертикальный градиент температуры (ВГТ):Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (летом больше, чем зимой) и времени суток (днем больше, чем ночью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его температура на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым посевом или лугом. Это обусловлено различиями в температурном режиме этих поверхностей.Изменение температуры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днем и летом ; если ВГТ = 0, то температура с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.В зависимости от условий образования инверсий в приземном слое атмосферы их подразделяют на радиационные и адветивные.1. Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днем. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ночные (летние) и зимние.2. Адвективные инверсии образуются при адвекции (перемещении) теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающегося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные инверсии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего температуру выше 0°С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега