16. Суммарная радиация, радиационный баланс, географическое распределение суммарной радиации и радиационного баланса на земном шаре в течение года, декабря и июня.

Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности – прямую и рассеянную – называют суммарной радиацией Q:

Q = Ssin h_O + D,

где S – энергетическая освещенность прямой солнечной радиацией. При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой с максимумом летом. Частичная облачность (не закрывает солнечный диск) увеличивает суммарную радиацию, полная облачность – уменьшает. В среднем облачность уменьшает солнечную радиацию. Поэтому летом до полудня и в первой половине года приходит радиации больше, чем после полудня и во второй половине года.

Географическое распределение годовых и месячных сумм суммарной радиации не вполне зонально. Отклонения объясняются различиями в прозрачности атмосферы и в облачности.

Особенно велики годовые суммы суммарной радиации в субтропических пустынях, в тропиках. Напротив, в приэкваториальных областях они значительно меньше. При движении от тропиков к более высоким широтам суммы радиации сначала падают, а в полярных районах растут, особенно в Антарктиде. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

В декабре наибольшие суммы наблюдаются пустынях южного полушария, наименьшие – в районе северного полярного круга (полярная ночь). В июне максимум приходится на пустыни Северной Африки и Азии, минимум – за южным полярным кругом. Потери радиации за счет отражения особенно велики (20%) в областях со снежным и ледяным покровом.

17.Излучение земной поверхности, встречное излучение, эффективное излучение, радиационный баланс земной поверхности.

Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую радиацию – эту земную радиацию называют собственным излучением земной поверхности. Его можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности. По закону Стефана-Больцмана на излучение абсолютно черной поверхности при абсолютной температуре Т

Еа.ч.т. - σТ⁴, где σ = 5,7*10 в -8 Вт/м²*К⁴

Однако Земля не абсолютно черная, но, ее излучение с большой точностью может рассматриваться как излучение серого тела. Это значит, что на всех длинах волн излучение земли отличается на один и тот же множитель –

δ = 0,95. Поэтому излучение земли Еs:

Es = δσT⁴

Так же как и земная поверхность, атмосфера излучает невидимую инфракрасную радиацию.

Большая часть атмосферной радиации приходит к земной поверхности, остальная часть уходит в межпланетное пространство. Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением Еа. Земная поверхность поглощает встречное излучение почти целиком. Таким образом встречное излучение является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. Встречное излучение возрастает с увеличением облачности, поскольку облака сами сильно излучают.

Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. При среднем содержании водяного пара в атмосфере радиация с длинами волн от 5,5 – 7,0 мкм и более поглощается почти полностью, радиацию др. длин волн – частично, и только в интервале 8,5 – 12 мкм земное излучение проходит сквозь атмосферу в мировое пространство. Этот интервал называется окном прозрачности для земного излучения.

Так же значение в поглощении имеют оксид углерода, но лишь в узкой области спектра, и озон.

Но ВП играет основную роль как в поглощении земного излучения, так и во встречном излучении.

Разность между собственным излучением атмосферы земной поверхности и встречным излучением атмосферы называется эффективным излучением земной поверхности Еэф.

Еэф = Ез – Еа

Эффективное излучение больше в ясные ночи, чем днем. С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В среднем земная поверхность в средних широтах теряет через эффективное излучение примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощенной радиации.

Поглощая земное излучение и посылая встречное излучение к земной поверхности, атмосфера тем самым уменьшает охлаждение последней в ночное время суток. Днем же она мало препятствует нагреванию земной поверхности солнечной радиацией. Это влияние атмосферы на тепловой режим земной поверхности называется парниковый эффект.

Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом В.

В = (S sin h_O + D) (1 – A) – Eэф.