Альбедо земной поверхности, поглощенная радиация.

Альбедо – показатель отражения какой-либо поверхности. Свежий сухой снег 85-95 % Загрязненный снег 40-50 % Поля ржи и пшеницы 10-25% хлопковые поля 20-25% Морской лед 30-40% Луга 15-25% Темные почвы 5-15% Хвойные леса 10-15% Влажные серые почвы 10-20% Лиственные леса 15-20%. Поглощённая радиация - частичное превращение лучистой энергии Солнца (солнечной радиации) в другие виды энергии, в особенности в теплоту. Всего поглощается в атмосфере около 15% входящей в нее солнечной радиации и большая часть излучения земной поверхностью. Таким образом, Поглощенная радиация - это часть суммарной солнечной радиации, поглощенная земной поверхностью. Годовые суммы Поглощенной радиации изменяются от 40 ккал/см2 вблизи полярного круга до 100 ккал/см2 в Средней Азии.

Эффективное излучение земной поверхности.

Разность собственного излучения земной поверхности Es и поглощенного ею встречного излучения атмосферы Еа: Один из элементов радиационного, а следовательно, и теплового баланса земной поверхности. Э. И. зависит от температур излучающей поверхности и воздуха, от влажности и стратификации в приземном слое атмосферы. Встречное излучение обычно меньше собственного, и потому поток Э. И. направлен вверх. С возрастанием влажности воздуха и облачности Э. И. падает, с высотой оно растет. Мгла и задымление могут уменьшать Э. И. на десятки процентов. Э. И. измеряют с помощью пиргеометров, а для климатологических целей рассчитывают по значениям основных метеорологических элементов с помощью эмпирических формул. Нужно помнить, что Э. И. существует и днем, когда оно перекрывается поглощенной солнечной радиацией.

Радиационный баланс деятельной поверхности, географическое распределение годовых сумм и в годовом ходе.

Радиационный баланс поверхности Земли представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой поверхностью Земли. Его можно выразить следующим уравнением: В = Вк – Еэф, где, Еэф - эффективное излучение земной поверхности Вк - поглощенная коротковолновая солнечная радиация, Вк = Q(1-A), Q – суммарная радиация, А – альбедо земной поверхности. Годовые суммы радиационного баланса поверхности суши изменяются от значений менее 200 МДж/м2 в Антарктиде до 3700-4000 МДж/м2 в тропических широтах.

Тепловой баланс подстилающей поверхности.

R = LE + P + A, где R – радиационный баланс; LE – затраты тепла на испарение; Р – затраты тепла на турбулентный теплообмен; A – теплообмен поверхности с нижележащими слоями. Затраты тепла на испарение составляют основную расходную статью теплового баланса земной поверхности. Приток же тепла за счет конденсации водяного пара представляет основную приходную статью теплового баланса атмосферы. Испарение земной поверхности связано с изыманием тепла от подстилающей поверхности и прилегающих к ней слоев воздуха и приводит к понижению температуры приземного слоя атмосферы. Влияние конденсации водяного пара на температуру атмосферы сказывается на уровне образования облаков и проявляется в повышении температуры. В процессе освобождения скрытой теплоты конденсации атмосфера нагревается на всех широтах до большой высоты. В низких широтах эффект нагревания распространяется на всю тропосферу в результате интенсивного развития конвекции. В полярных широтах эффект нагревания атмосферы ограничен в основном нижней тропосферой, что объясняется отчасти устойчивостью атмосферы. Второй расходной статьей теплового баланса подстилающей поверхности и второй приходной статьей теплового баланса атмосферы является турбулентный поток тепла между земной поверхностью и атмосферой, который еще называют ощутимой, или явной теплотой. Изменение температуры под воздействием притока ощутимой теплоты ограничено пограничным слоем, высота которого даже в низких широтах не превышает 3 км.