Пособия

1. Географический атлас для учителей средней школы. 4-е изд. М.,

2. 1985. С. 238.

Атлас мира. М.,

Разность между приходящими к деятельному слою Земли и уходящими от него потоками лучистой энергии называют радиационным балансом деятельного слоя. Радиационный баланс состоит из коротковолновой и длинноволновой радиации. Он включает в себя следующие элементы, называемые составляющими радиационного баланса: прямая радиация S’; рассеянная радиация D; отраженная радиация Rk; излучение земной поверхности Ез; встречное излучение атмосферы Еа.

Уравнение радиационного баланса имеет вид

В = S' + D - Rk – Ез + Еа

где В – радиационный баланс.

Уравнение радиационного баланса может быть записано в другом виде

B = Q - Rk - Eэф

где Q – суммрная радиация; Еэф – эффективное излучение.

Р. Б. 3. П. может быть положительным и отрицательным. В суточном ходе переход от положительных значений к отрицательным или обратно наблюдается при высотах солнца 10—15°. Месячные, сезонные и годовые его значения (суммы) меняются в широких пределах; годовые от +140 ккал/см²·год и более в тропических океанах и до отрицательных значений в Антарктиде и в глубине Арктики.

Если принять приток солнечной радиации на границу атмосферы за 100 единиц, то в целом для земной поверхности за длительное время поглощенная радиация приближенно составляет —45 единиц (из них прямая + 25 и рассеянная +20), эффективное излучение —15 единиц (собственное излучение —115, поглощенное встречное излучение +100) и Р. Б. 3. П. +30 единиц. Эти 30 единиц возвращаются от земной поверхности в атмосферу нерадиационным путем.

Распространение солнечной радиации. Энергией для большинства земных процессов является лучистое излучение Солнца, поступление которого изменяется в течение года и зависит от географической широты. В географической оболочке потоки солнечной радиации существенно трансформируются: отражаются, поглощаются, рассеиваются. Отношение отраженной радиации к суммарной {прямой и рассеянной) называется альбедо

Альбедо зависит от многих причин: высоты Солнца, облачности, характера подстилающей поверхности, времени года. Из таблиц видно, что альбедо суши в среднем больше, чем альбедо водной поверхности. Планетарное альбедо Земли оценивают в 0,3-0,35.

Земная поверхность и нижние слои атмосферы, поглощая солнечную радиацию, нагреваются и сами становятся источниками излучения. Поскольку температура земной поверхности невелика и находится в диапазоне от -90 до +80°С, излучение теплоты земными объектами, в соответствии с законом Вина, сосредоточено в инфракрасной части спектра с длиной волн от 4 до 120 мкм (максимум приходится на 10-15 мкм).

Кроме прямой (непосредственно от солнечного диска) и рассеянной (от всего небосвода) радиации на земную поверхность поступают потоки и противоизлучения атмосферы (за счет ее нагревания от земной поверхности). Разность между поступлением и потерей радиации земной поверхностью составляет ее радиационный баланс

Земля теряет почти столько радиационной энергии, сколько получает, поэтому счита-ют, что она находится в состоянии лучистого равновесия. Только сравнительно малая часть энергии накапливается в органическом веществе и геохимических аккумуляторах.

Влияние атмосферы на распространение солнечной радиации. Распределение солнечной энергии на Луне очень простое: около 7% отражается и лунный свет является ничем иным, как отраженным солнечным светом, 93% отражается в виде невидимой длинноволновой инфракрасной радиации. Распределение солнечной радиации на Земле сложнее, чем на Луне, поскольку она окружена атмосферой, которая избирательно пропускает электромагнитное излучение.

Если бы атмосферный воздух состоял только из постоянных газов (азота, кислорода и аргона), то он был бы прозрачен для инфракрасной радиации и, отраженная от земной поверхности, она могла бы без изменения вернуться в космическое пространство. Однако воздух содержит небольшое количество диоксида углерода, метана и водяных паров, которые в атмосфере сильно (до 50 %) адсорбируют длинноволновую радиацию. Чем короче длина волны, тем интенсивнее рассеяние, поэтому больше рассеиваются лучи синей части спектра, придавая небу голубой цвет в ясную погоду.

Схема радиационного баланса. Земля получает энергии в среднем 8,3 Дж/(см2·мин). Если принять эту величину за 100 единиц (%), то в глобальном масштабе солнечная энергия распределяется следующим образом. Ультрафиолетовые лучи, составляющие 3%, поглощаются озоновым слоем на верхней границе географической оболочки - pppa.ru. 39% лучистой энергии взаимодействуют с облаками, из которых 19% отражаются, от 2 до 6% поглощаются, 15% рассеиваются и достигают земной поверхности как рассеянная радиация. Водяные пары и пыль отражают 6% и рассеивают 11% лучистой энергии.

В итоге только 24% приходят на земную поверхность как прямой солнечный свет и 26% (15%+11%) как рассеянный, составляя в сумме 50%. Из этого количества 3% отражаются от земной поверхности и вместе с 6% лучистой энергии, отраженной водяными парами, и 19%, отраженной облаками, составляют 28% уходящей коротковолновой радиации. 72% покидающего географическую оболочку излучения составляет длинноволновая радиация, обусловленная эффективным излучением земной поверхности, одна треть которого поглощается в тропосфере водяным паром и диоксидом углерода.

Распространение солнечной энергии в Мировом океане имеет некоторые особенности, поскольку поглощается толщей воды избирательно. Лучистая энергия красной части спектра поглощается почти целиком в верхнем слое до 1 м. На глубине 100 м остается около 1% энергии, смещенной в сторону сине-зеленой части спектра (вследствие этого предметы на морском дне имеют соответствующую окраску - pppa.ru). Эту величину часто принимают за минимально возможную для осуществления нормального фотосинтеза, хотя данные свидетельствуют о деятельности растительных существ и ниже этих глубин. Глубина проникновения солнечного света во многом зависит от прозрачности воды (присутствия взвешенных частиц биогенного и абиогенного происхождения) и состояния поверхности моря. Радиационный баланс земной поверхности - разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности.В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению. Эффективное излучение. Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением Эффективное излучение, представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью. Эффективное излучение, конечно, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, но и эффективное излучение днем больше.

Географическое распределение суммарной радиации. Распределение годовых и месячных количеств суммарной солнечной радиации по земному шару зонально: изолинии (т. е. линии равных значений) потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность. Годовые количества суммарной радиации особенно велики в малооблачных субтропических пустынях. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью они снижены. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают. Но затем они снова растут — мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей. Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере). Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного 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. На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах. Это объясняется тем, что радиация в океанах поглощается большим слоем, чем на суше, а эффективное излучение не такое большое вследствие более низкой температуры морской поверхности, чем поверхности суши. Существенные отклонения от зонального распределения имеются в пустынях, где баланс ниже вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличивается, а поглощенная радиация уменьшается по сравнению с другими районами под той же широтой. Географическое распределение радиационного баланса. Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. 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; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

3. 

Температура воздуха с высотой, как правило, понижается. Это происходит потому, что воздух нагревается в тропосфере от поверхности Земли. В среднем на каждые 100 метров поднятия температура воздуха понижается на 0,6°, или на 6° на 1 километр. Это изменение температуры называется вертикальным градиентом температуры. В умеренных широтах вертикальный градиент температуры изменяется в зависимости от времени года, суток, характера атмосферных процессов и других факторов. При сильном нагреве приземного слоя воздуха величина вертикального градиента температуры превышает даже 1° С. При сильном охлаждении поверхности Земли и прилегающего слоя воздуха вместо понижения наблюдается повышение температуры с высотой, то есть возникаетинверсия температуры. Мощные инверсии наблюдаются зимой в Сибири, особенно в Якутии, где преобладает ясная и тихая погода, способствующая охлаждению приземного слоя воздуха. Здесь инверсии температуры очень часто распространяются до высоты 1—2 километров, а разность между температурой воздуха у поверхности Земли и на верхней границе инверсии нередко составляет 20—25°.

Инверсии характерны и для центральных районов Антарктиды. Зимой они бывают в Европе, особенно в восточной ее части, в Канаде и других районах.

Изменение температуры воздуха с высотой происходит не только в связи с отдачей тепла подстилающей поверхностью, но и за счет внутренней энергии, благодаря изменению давления воздуха. Эта энергия затрачивается на преодоление сопротивления окружающей среды при подъеме или опускании воздуха.

Поднимающийся воздух, попадая в разреженную среду, расширяется, происходит его охлаждение, а опускающийся, наоборот, благодаря сжатию . Такое изменение температуры за счет внутренней энергии, без притока и отдачи тепла, называется адиабатическим. В сухом ненасыщенном водяными парами воздухе температура уменьшается на 1 градус на каждые 100 метров при подъеме. Это сухоадиабатический градиент. во влажном воздухе градиент равен 0,5 градусов на 100 метров., так как теплота , выделенная при конденсации, компенсирует потери. Опускающийся воздух нагревается, опускаясь он попадает в более плотные слои атмосферы, при сжатии энергия выделяется. Нагрев идет на 1 градус на 100 метров. В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,6—0,7° С на каждые 100 метров поднятия. Зная температуру у поверхности Земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах  . Если, например, у поверхности Земли температура воздуха равна +28° С, то, приняв, что вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,7° С на каждые 100 метров, или 7° С на каждый километр, получим, что на высоте четырех километров температура равна 0° С. Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,4—0,5° С на каждые 100 метров. Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, то есть имеет место изотермия. По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы (устойчивое или неустойчивое). Для определения состояния устойчивости атмосферы используется специальная диаграмма.