Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы

Естественные поверхности почвы, воды, снега, растительности, а также искусственно созданные человеком поверхности зданий, сооружений, уличных покрытий и т. д. поглощающие приходящую к ним солнечную и атмосферную радиацию и сами излучающие энергию в окружающее пространство, называются деятельными поверхностями. Излучение этого слоя для краткости иногда называют земным излучением.

Наблюдения показывают, что средняя за год и по всему земному шару температура деятельной поверхности составляет примерно 15°С и что излучение этой поверхности по характеру спектра мало отличается от излучения абсолютно черного тела при такой же температуре. Поэтому к излучению деятельной поверхности можно условно применить закон Вина. Тогда получится, что наибольшая энергия в спектре этого излучения приходится на волну длиной около 10 мкм. Эта волна приблизительно в 20 раз длиннее волны, несущей наибольшую энергию в спектре солнечной радиации. Вот почему по сравнению с последней земное излучение в метеорологии принято называть длинноволновым.

Земное излучение несколько меньше излучения абсолютно черного тела при той же температуре. Поэтому закон Стефана—Больцмана для него записывается в виде

Ез = Т⁴,

где —коэффициент, несколько меньший единицы и разный для различных деятельных поверхностей, но постоянный для одной и той же поверхности при условии неизменного ее состояния.

Коэффициент показывает, какую долю от излучения абсолютно черного тела составляет излучение данной поверхности при той же температуре. Поэтому он называется относительной излучательной способностью деятельной поверхности.

Эффективное излучение, деятельной поверхности определяется ее температурой, а также температурой и влажностью воздуха. С повышением температуры деятельной поверхности ее эффективное излучение увеличивается, а с ростом температуры и влажности воздуха оно уменьшается. Уменьшение прозрачности воздуха также сопровождается уменьшением эффективного излучения.

Благодаря сильному поглощению длинноволновой радиации водяным паром, а отчасти также углекислым газом и озоном атмосфера задерживает большую часть излучения деятельного слоя. В то же время она сравнительно свободно пропускает к земной поверхности коротковолновую солнечную радиацию. Таким образом, атмосфера действует подобно стеклам в парниках и оранжереях, пропускающим солнечные лучи внутрь, но задерживающим длинноволновое излучение деятельной поверхности, Это свойство атмосферы называется оранжерейным эффектом.

Если бы Земля была лишена атмосферы, то средняя температура ее деятельной поверхности была бы не 15°С, как это наблюдается в действительности, а —23, т. е. была бы на 38° ниже фактически наблюдаемой, что совершенно изменило бы как характер многих атмосферных процессов, так и условия жизни на Земле.

Радиационный баланс деятельной поверхности и системы

Земля—атмосфера

Радиационным балансом деятельной поверхности называется разность между всеми приходящими на эту поверхность и уходящими от нее потоками лучистой энергии.

Иначе говоря, радиационный баланс деятельной поверхности представляет собой разность между приходом и расходом радиации на этой поверхности. Если поверхность горизонтальна, то к приходной части баланса относятся прямая радиация S', приходящая на горизонтальную поверхность, рассеянная радиация D и встречное излучение атмосферы E_З. Расход радиации слагается из отраженной коротковолновой Rк, длинноволнового излучения деятельной поверхности Rд и отраженной от нее части встречного излучения атмосферы Еа.

Если приходные части потоков радиации считать положительными, а расходные—отрицательными, то баланс длинноволновой радиации можно записать как

Вд = Еа-Ез,

что представляет собой эффективное излучение, взятое с обратным знаком.

Баланс коротковолновой радиации выражается соотношением

Вк = S`+D-Rк

Т. е. представляет собой поглощенную часть коротковолновой радиации. Используя известные формулы баланс коротковолновой радиации можно записать так:

Вк = (S`+D)(1-А)

Уравнение полного радиационного баланса деятельной по­верхности можно получить, сложив .Вк и .Вд:

Вк = (S`+D)(1-А)-Еэф.,

где Еэф. = Ез - Еа. Разность потоков есть фактическая потеря тепла деятельной поверхностью в виде лучистой энергии.

Изучение радиационного баланса деятельной поверхности представляет большой практический интерес, так как этот баланс является одним из основных климатообразующих факторов. От его значения зависит тепловой режим не только почвы или водоема, но и прилежащих к ним слоев атмосферы. Знание радиационного баланса имеет большое значение при расчетах испарения, при изучении вопроса о формировании и трансформации воздушных масс, при рассмотрении влияния радиации на человека и растительный мир.

Радиационный баланс в данном пункте можно вычислить для определенного момента (“мгновенный”, или “минутный”, баланс) или за какой-нибудь промежуток времени (сутки, месяц, год). Радиационный баланс в целом, как и отдельные его элементы, зависит от многих факторов. Особенно сильно на него влияют высота солнца, продолжительность солнечного сияния, характер и состояние деятельной поверхности, замутнение атмосферы, содержание в ней водяного пара, облачность и др.

Географическое распределение радиационного баланса деятельной поверхности н отдельных его элементов представлено в “Атласе теплового баланса земного шара”

Годовые суммы радиационного баланса положительны на всей поверхности суши и океанов, кроме районов с постоянным снежным или ледяным покровом, например Центральной Гренландии и Антарктиды. Севернее 40° с. ш. и южнее 40° ю. ш. зимние месячные суммы радиационного баланса отрицательны, причем период с отрицательным балансом увеличивается в направлении к полюсам. Так, в Арктике эти суммы положительны только в летние месяцы, на широте 60°—в течение семи месяцев, а на широте 50°—в течение девяти месяцев. Годовые суммы радиационного баланса меняются при переходе с суши на море.

Географическое распределение эффективного излучения

Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация.

Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; но одновременно растет и встречное излучение вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. В результате изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

Географическое распределение радиационного баланса

Радиационный баланс земной поверхности за год положителен для всех мест Земли, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это значит, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от году становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении и конденсации). Таким образом, хотя для земной поверхности в целом не существует равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие; приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами. Такое же тепловое равновесие будет, если не за год, то за многолетний период для каждого отдельного места на земной поверхности.

Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс равен 20—30 ккал/см². Отсюда к более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды равен —5, —10 ккал. К низким широтам он возрастает: между 40° с. ш. и 40° ю. ш. годовые величины баланса свыше 60 ккал а между 20 ° с.ш. и 20° ю.ш. свыше 100 ккал. На океанах ра­диационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, так как океаны поглощают радиацию больше. Существенные отклонения от зонального распределения имеются еще в пустынях, где баланс понижен (в Сахаре, например, до 60 ккал) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе.

ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ

Причины изменений температуры воздуха

1. Распределение температуры воздуха в атмосфере и его непрерывные изменения называют тепловым режимом атмосферы. Он является важнейшей стороной климата и определяется, прежде всего, теплообменом между воздухом и окружающей средой. Под окружающей средой понимают космическое пространство, соседние массы или слои воздуха и, особенно, земную поверхность.

Теплообмен осуществляется:

1. радиационным путем, т.е. путем поглощения воздухом излучения Солнца, Земли, и атмосферных слоев.

2. путем теплопроводности – молекулярной между воздухом и землей и турбулентной внутри атмосферы.

3. передача тепла может происходить в результате испарения и последующей конденсации.

Воздух, непосредственно прилегающий к Земле, обменивается с нею теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Однако внутри атмосферы действует другая, более эффективная передача тепла – путем турбулентной теплопроводности.

Тепловой баланс земной поверхности

1. До рассмотрения теплового режима атмосферы остановимся на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов. Это необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры воздуха, прежде всего, определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.

Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх — в атмосферу и вниз—в почву или в воду.

Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Таким же образом тепло может либо уходить от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо, напротив, приходить к земной поверхности из глубины почвы и воды.

В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности теплота возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности.

2. Чтобы написать это уравнение, во-первых, объединим поглощенную радиацию

(I sin h + I) (1-A) и эффективное излучение- Е_Э = Е_З - Е_А в радиационный баланс

R = (I sin h + i) (1-A) - Е_Э

Радиационный баланс считается положительным, если земная поверхность получает тепло, и отрицательным, если она его теряет.

Остальные составляющие теплового баланса обозначим так. Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности назовем Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды назовем А. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности обозначим LЕ, где L — удельная теплота испарения и Е — масса испарившейся или сконденсировавшейся воды. Все эти члены теплового баланса будем считать положительными, если за их счет происходит потеря тепла земной поверхностью.

Тогда уравнение теплового баланса земной поверхности напишется так:

R = P+A+LE (1)

Можно еще сказать, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла.

Уравнение (1) действительно как для единицы площади, так и для большого района; как для единицы времени (минута, сутки, год), так и в среднем для многолетнего периода.

3. Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды (в так называемом деятельном слое). Температура этого слоя, а стало быть, и температура земной поверхности при этом возрастают. Напротив, при передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит, прежде всего, из деятельного слоя почвы или воды, вследствие чего температура поверхности падает.

От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем почти столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все же в летние сутки тепла уходит вниз несколько больше, чем приходит снизу. Поэтому верхние слои почвы и воды, а стало быть, и их поверхность, день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения приходо-расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от году меняется мало.

Различия в тепловом режиме почвы и водоемов

Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. Эти различия зависят от того, что вода легко подвижна; поэтому тепло распространяется от поверхности воды вглубь или, напротив, из глубины вверх не только путем молекулярной теплопроводности, но и путем перемешивания водных слоев. В воде, как и в воздухе, существует турбулентность и, следовательно, турбулентная теплопроводность.

Некоторую роль играет и более глубокое проникновение радиации в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы. В почве тепло распространяется по вертикали путем гораздо менее эффективной молекулярной теплопроводности и лишь в небольшой степени вместе с водой осадков. Суточные колебания температуры в воде при этом рас­пространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве только до одного метра или меньше. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве только на 10—20 м.

Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, переводится в достаточно глубокие слои и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве же приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который, таким образом, сильно нагревается. Член А в уравнении теплового баланса для воды гораздо больше, чем для почвы, а член Р соответственно меньше.

Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности же почвы температура при отдаче тепла падает очень быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него и уходит.

В результате днем и летом температура на поверхности почвы гораздо выше, чем температура на поверхности воды; ночью и зимой, наоборот, ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы гораздо больше, чем на поверхности воды.

Вследствие указанных различий в распространении тепла, водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно толстых слоях большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Напротив, почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем; поэтому летнее накопление тепла в ней гораздо меньше. В результате зимой океан является резервуаром тепла, зимние температуры воздуха над морем выше, чем над сушей, особенно во внетропических широтах. Напротив, летом воздух над морем холоднее, чем над сушей.