Радиационным балансом называется

Транскрипт

1

Вопрос 1. Радиационный баланс земной поверхности Вопрос 2. Радиационный баланс атмосферы

2 введение Приток тепла в виде лучистой энергии это часть общего притока тепла, который изменяет температуру атмосферы. Балансом лучистой энергии или радиационным балансом называется разность между поглощенной радиацией и собственным излучением. В настоящее время полно исследован радиационный баланс земной поверхности, атмосферы в целом и системы земная поверхность-атмосфера.

3 Вопрос 1. Радиационный баланс земной поверхности R = (1 — r)i + (1-r)I + BA — Во R = (1-r)I +(I +i) + В* Приходная часть радиационного баланса R земной поверхности состоит из поглощенной прямой солнечной (1 r)i и рассеянной (1 r)i радиации, а также части излучения атмосферы B A. Расходной частью R является лишь излучение земной поверхности Во. Таким образом, R = (1 — r)i + (1-r)I + B A — Во или R = (1-r)I +(I +i) + В* (1) где r альбедо, В* эффективное излучение земной поверхности. Радиационный баланс земной поверхности оказывает влияние на распределение температуры в почве и приземном слое атмосферы, а также на процессы испарения и снеготаяния, образование туманов и заморозков, изменение свойств воздушных масс. Радиационный баланс изменяется в зависимости от широты, времени года и суток, погодных условий. Расчет баланса производят за различные промежутки времени: минуту, сутки, месяц, сезон, год. Он может быть как положительным, так и отрицательным.

4 Балансомер и пиранометр сутки(ч) Суточный ход радиационного баланса R и его коротковолновой R k = (1-r)+(I +i) и длинноволновой В* составляющих можно рассмотреть на графике.

5 Переход радиационного баланса через ноль (R = 0) от отрицательных значений к положительным и обратно происходит при высоте Солнца В течение ночи радиационный баланс при постоянном количестве облачности сохраняется практически постоянным. Рассмотрим время перехода радиационного баланса через ноль утром и вечером для разных месяцев на разных широтах. Таблица 1 Среднее время (часы) перехода радиационного баланса через ноль утром (t 1 ) и вечером (t 2 ) МЕСЯЦ ШИРОТА t 1 t 2 t 1 t 2 t 1 t 2 апрель июль октябрь

6 При наличии снежного покрова промежуток времени, в течение которого R > 0, уменьшается, так как в этом случае переход R через нуль происходит при большей высоте Солнца (20 25 ). Момент перехода R через ноль совпадает со временем установления(вечер) и разрушения (утро) приземных инверсий температуры. Рассмотрим годовой ход радиационного баланса для городов, расположенных на разной широте. Например, радиационный баланс положителен (R > 0) в низких широтах (Тбилиси) практически в течение всего года, в умеренных широтах (Пермь, Санкт-Петербург, Екатеринбург) в течение 8 месяцев, в Арктике в течение 5 месяцев. В Антарктике вследствие высоких значений альбедо поглощенная радиация невелика, а радиационный баланс за год на всех станциях отрицателен. В Арктике, по данным измерений на дрейфующих станциях, радиационный баланс за год отрицателен в точках, расположенных к северу от 75 с. ш.

7 Рассмотрим данные о радиационном балансе суши и океанов в различных широтных зонах северного и южного полушария. (описание ниже) Таблица 2 Средний за год радиационный баланс поверхности суши и океанов в различных широтных зонах (Вт/м 2 ) С. Ш ОКЕАН СУША Ю. Ш. ОКЕАН СУША

8 (Из таблицы видим) На одной и той же широте радиационный баланс океанов больше, чем суши. Объясняется это тем, что альбедо воды в среднем меньше, чем суши. Зависимость радиационного баланса R от высоты Солнца h при отсутствии облачности описывается следующей формулой: R = a (h b) Параметры а и b в этой формуле зависят от альбедо r земной поверхности. Увеличение альбедо от 10 до 80% сопровождается уменьшением R в 3 раза. Кроме высоты Солнца и альбедо, на радиационный баланс и его изменение оказывает влияние облачность. В дневное время при положительном радиационном балансе появление облачности ведет к уменьшению суммарной радиации и эффективного излучения. Но так как уменьшение суммарной радиации значительно больше, чем эффективного излучения, то радиационный баланс при появлении облачности уменьшается. При отрицательном радиационном балансе (ночью и зимой) появление облачности сопровождается уменьшением эффективного излучения, а вместе с этим и абсолютной величины радиационного баланса.

9 Облачность всегда вызывает уменьшение абсолютной величины радиационного баланса. Приведем пример зависимости R от количества облачности п: п баллы R квт/м 2 0,32 0,31 0,30 0,29 0,28 0,26 Увеличение облачности от 3 до 8 баллов вызывает уменьшение R примерно на 20 %.

10 Вопрос 2. Радиационный баланс атмосферы и системы земная поверхность атмосфера Приходную часть радиационного баланса атмосферы R A составляют поглощенное атмосферой излучение земной поверхности U п и поглощенная ею прямая и рассеянная солнечная радиация Q п. Теряет тепло атмосфера за счет излучения в направлении к земной поверхности В A и в мировое пространство B. Формулу для радиационного баланса атмосферы можно, таким образом, записать в виде R A = U п + Q n — В A — B

11 Если через Р обозначить функцию пропускания атмосферы для длинноволновой радиации, то U п = (1 — P)B 0. где В 0 излучение земной поверхности. Но разность В 0 В A =В* есть эффективное излучение земной поверхности, а сумма РВ о + B =U уходящее в мировое пространство излучение земной поверхности и атмосферы (из потока В 0 часть (1-Р)В 0 поглощается атмосферой, а часть РВ 0 проходит через нее). С учетом указанного формула для радиационного баланса принимает вид R A = В* + Q n — U Расчет по этой формуле показал, что радиационный баланс атмосферы на всех широтах в среднем за год отрицателен.

12 Изменение R A с широтой характеризуется данными (северное полушарие): R А Вт/м Интерес представляет изучение радиационного баланса системы земная поверхность атмосфера (или Земли как планеты), под которым имеют в виду баланс лучистой энергии в вертикальном столбе, включающем деятельный слой почвы и всю атмосферу. Приходная часть этого баланса состоит из поглощенной земной поверхностью и атмосферой прямой и рассеянной солнечной радиации, расходную часть составляет уходящее излучение U : R s = (I + i)(1 — r)+q п — U Формулу для Rs можно записать также в виде R s = I 0 (1 — r s ) — U где I 0 поток прямой солнечной радиации (на горизонтальную поверхность) на верхней границе атмосферы (инсоляция), r s альбедо Земли как планеты.

13 Оценим среднюю по всему земному шару инсоляцию I 0 на верхней границе атмосферы. На Землю за единицу времени поступает количество солнечной энергии, равное произведению солнечной постоянной I* 0 на площадь поперечного сечения Земли R 2, т. е. R 2 I* 0 (R средний радиус Земли). Эта энергия под влиянием вращения Земли распределяется по всей поверхности земного шара, равной 4 R 2. Таким образом, среднее значение потока солнечной радиации на горизонтальную поверхность Земли (инсоляция) без учета ослабления ее атмосферой составляет R 2 I* 0 / 4 R 2 = I* 0 / 4 = 0,343 квт/м 2 Радиационный баланс системы земная поверхность атмосфера может быть как положительным, так и отрицательным. В годовом ходе баланс Rs в умеренных широтах в течение летних месяцев больше нуля и отрицателен остальное время года. В экваториальной области (от 15 с.ш. до 15 ю.ш.) баланс положителен в течении всего года.

14 Данные за составляющими радиационного баланса получают с помощью метеорологических спутников Земли. За год радиационный баланс системы R s положителен от экватора до широты 35 в сев. полуш. и 40 в юж. В этой зоне значения R над океаном больше, чем над сушей. Различие обусловлено влиянием альбедо, которое в тропической зоне над океаном меньше, чем над сушей (сказывается влияние большой высоты Солнца, при которой альбедо водной поверхности мало). Уходящее излучение слабо зависит от широты и почти одинаковое над океаном и сушей во всех широтных зонах. Вне тропиков и субтропиков радиационный баланс системы за год отрицателен, в Арктике Rs на 10 Вт/м 2 больше, чем в Антарктике. Объясняется различие влиянием высоты излучающей поверхности: при большей высоте (Антарктика) уменьшается излучение земной поверхности и уходящее излучение. Радиационный баланс системы Rs в каждой широтной зоне имеет хорошо выраженный годовой ход. С увеличением широты возрастает амплитуда годового хода Rs. Изменения Rs наблюдаются в том и другом полушариях при переходе от лета к осени и от зимы к весне. Летом радиационный баланс системы положителен (Rs>0) на всех широтах, осенью Rs больше нуля только до широты 23, а над остальной частью полушария баланс Rs отрицателен. Зимой положительные значения Rs сохраняются до широты 15, весной область с Rs>0 распространяется в обоих полушариях до широты 55. Летом значения Rs на соответствующих широтах в южном полушарии больше, чем в северном, особенно на широтах

15 а) Влияние облачности на радиационные характеристики Земли Для облаков характерны высокие значения альбедо, и они оказывают влияние на потоки и притоки радиации. Альбедо системы в случае облачной атмосферы существенно больше (от нескольких процентов в субтропиках северного полушария и экваториальной области до 15-20% в умеренных широтах северного и, особенно, южного полушарий) альбедо системы при отсутствии облаков (которое для всей Земли составляет 17%). Можно отметить увеличение альбедо вблизи 7 с.ш., обусловленное влиянием облачного покрова внутритропической зоны конвергенции (ВЗК). Резкое возрастание альбедо системы в высоких широтах связано с ледяным покровом, альбедо которого так же велико, как и облачности. Облачность оказывает влияние не только на альбедо системы, но и на уходящий поток (U ) длинноволновой радиации. Облака уменьшают эффективное излучение земной поверхности и, как следствие, при наличии облаков уходящий поток радиации меньше, чем при их отсутствии.

16 Самостоятельно к след занятию Представить свои схемы по всем видам радиации и балансу (отдельно по частям и системы З- атм.)

Источник

Рейтинг
Ufactor
Добавить комментарий