Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 38
Текст из файла (страница 38)
Поток (,то рассчитывался по формуле (6.1), его нередко называют возможным потоком суммарной радиации. 772 Рохмвцмомвма Ремам атмосферы 773 Молвльввв всровткость пмвкс амкв Колвчсство к фоРма облаков Мслвввв Молл 0,42 0,30 — 0,55 О,!2 — 0,17 О,!2 — О,!8 0,24 — 0,34 О,!3 О,!6 0,07 к 0,22 О,!6 в О,!4 0,13 к 0,05 0,25 — 0,44 0,24 0,2! — 0,40 0,63 — 0,65 0,59 — 0,65 0,42 — 0,48 0,66 0,94 0,95 0,72 0,54 0*30 †,38 0,24 0,2! — 0,36 0,63 0,50 — 0,65 0,36 — 0,45 0,54 0,98 0,45 в 0,94 0,48 в !.08 0,50 к 0,98 0,30 — 0„36 0,36 0,30 — 0,88 1,17 — 1,21 0,90 0,72 — 0,74 0,96 1,20 1,20 1,20 1,34 0,42 — 0,60 0,12 0,12 — 0,3! 0,43 — 0,48 0,39 — О,И 0,24 — 0,35 0,42 0,52 0,43 0,42 0,29 О,!8 — 0,20 10)т(з 105! 98! !т, ЦО: Зс !ОАз Я Ас 9Ас 5Сц 7Сц 9Сц Тумач Оо = 1,24 — 0,09п, й= 1 1 — О 2г 7 Альбедо Таблвца 6ЛЗ.
Статистические характервствкв безразмерного потока суммарной радиации Примечание. В таблице обозначено; ()в — среднее значение ()в; ов— дксверскя Яв, характеркзуктшаз его изменчивость; Ат — число записей, т. е. реалкзацкй, потока !7 (продолхсвтельвость записей от ! до 5 ч, значения !7 свкмалксь с ленты через 9 кли !2 с). Из табл. 6.13 следует„что наименьшие средние значения и дисперсии наблюдаются при низкой сплошной облачности (Хз, 51, Ьс), а также в тумане.
Переход к облакам среднего (Ас, Аз) и верхнего (Сз, С!) ярусов сопровождается значительным увеличением средних значений и дисперсии потока Яо. Особенно велика изменчивость потока суммарной радиации при кучевой облачности. В случае кучев)ях облаков средние значения Цо связаны линейной зависимостью с их количеством гы где и — в баллах. Коэффициент корреляции между 4* и и равен 0,85. Дисперсия оа принимает максимальные значения при я, равных 4 — 6 баллам. Для части наблюдений рассчитаны функции распределения потока Яо.
Некоторые их параметры приведены в табл. 6.14. Как правило, при сплошной облачности распределение потоков 9о имеет мономодальную (с одним максимумом) форму с близкими значениями моды и медианы. В случае кучевой облачности распределение приобретает бимодвльную (сдвумя максимумами) форму: первая (меньшая) мода характеризует поток рассеянной радиации при закрытом облаками Солнце, вторая — потоки прямой и рассеянной радиации, когда заметную роль играет рассеяние прямой радиации боковыми поверхностями облаков, в результате чего расширяется интервал изменения (,)о и нередко встречаются значения (;)о)1, т.
е. поток суммарной радиации при облачности больше, чем при ясном небе. Отметим, что в горах наблюдались случаи, когда поток суммарной радиации под влиянием отражения от соседних горных в Ослвблвцвс соллочвоа Рвлввцвв Таблвца 6Л4. Чвсаовьзе параметры функцвв расвределеццв потока Примеч а в ке. Мода — зто такое зкачевке случайной велквквы, которому соответствует наибольшая частота (верозтвость) появления этой велвчквы. Медиана — значение случайной величины, при котором вакоплеквав (квтегралькак) частота составляет половину объема всей совокупности. Пределы изменения, указанные з таблице, относятся к различным записям (реалкзацккм) потока (1.
вершин и облаков превышал солнечную постоянную. Так, на пике Терскол (3100 и над уровнем моря) 6 марта 1959 г. в 12 ч 30 мин при кучевой облачности 8 баллов и чистом снежном покрове измеренный поток Я составлял 1,40 кВт/мз, 11 мая 1962 г. при 7- балльной кучевой облачности в 12 ч 30 мин поток суммарной радиации равнялся 1,44 кВт/мз, 3 августа 196! г. при 10-балльной (с просветами) кучевой облачности поток 1,) = 1,45 кВт/мз, при этом альбедо почвы составляло всего лишь 10 — 15%.
При наличии снежного покрова потоки рассеянной и суммарной радиации больше, чем при отсутствии его. Согласно М. С. Аверкиеву, поправочный множитель для суммарной радиации имеет вид где г — альбедо земной поверхности. При «=0,20 (травяной по- кров) й = 1,04, при г = 0,80 (снег) й = 1,19. Таким образом поток суммарной радиации над снежной поверхностью увеличивается в 1,14 раза по сравнению с травяным покровом. Альбедо, или отражательной способностью какой-либо поверх.
ности, как уже указывалось, называют отношение потока отра. женной данной поверхностью радиации к потоку падающей радиации, выраженное в долях единицы или в процентах. 175 ослвбленне солнечной рнднннн» Раднлпнонный режим нтыосферы Н Наблюдения показывают, что альбедо различных поверхностей изменяются в сравнительно узких пределах (!Π— 30%), исключение составляют снег и вода. В табл. 6.15 и 6.!6 приведены значения альбедо различных поверхностей, Таблица 6.!5. Альбедо естественных поверхностей (по В. Л. Гаевскому н М.
И. Будыко) Паверкносгь Поверкносгь Альбело Альбело 0,80 — 0,90 0,60 — 0,70 0,40 — 0,50 0,30 — 0,40 О,!Π— 0,25 О,!5 — 0,25 О,Ю вЂ” 0,25 О,!5 — 0.25 0,20 — 0,30 0,15 — 0,20 0,05 — 0,15 О,!Π— 0,20 0,20 — 0,45 О,!Π— О,!5 0,15 — 0,20 0,25 — 0,45 Интегрлльный поток Ннлнный участок Ульгрвгрнолего- вый участок Таблица 6.16. Средние значемня альбедо для основных вндов естественных поверхностей сушн (по М.
И. Будыко, Т. Г. Берлянд, Л. И. Зубенок) Ннд поверкностн гкнт вгы ууь 4,8 3,9 2,5 8 7 8 9 20 19 !3 !8 73 71 64 56 0,9 0,8 1,7 1,9 9 !3 11 4 3,9 4,2 6,8 5,4 79 74 63 0,6 0,6 0,9 0,7 !О 9 12 14 1,4 1,6 2,3 2,5 77 75 6! 54 Зеленая трава Пожелтевшая трава Прошлогодняя трава Насыпной грунт с редкой травой Свежевыпавший снег Частый сухой снег Грязный сухой снег Таюшнй грязный снег Поверхность Альбедо Поверхность Альбедо Устойчивый снежный покров: высокие широты (60' н более) умеренные широты (менее 60') Неустайчнвый снежный покров Хвойные леса Тундра, степи, лнствен- ные леса, саванны во влажное время года Саванны в сухое время года н полупустыпн Пустынн 0,14 0,18 0,80 О 25 0,70 0,30 Альбедо снега в среднем составляет 60 %, а при свежевыпавшем снеге может достигать 90 %.
Альбедо водной поверхности сильно зависит от угла падения солнечных лучей: Аш...... 90 50 45 20 5 Альбедо, о!о . 2 4 5 12 35 В целом альбедо водных поверхностей (океанов) меньше, чем альбедо суши: его средние значения колеблются между 0,06 в эк- Снег н лед Свежий сухой снег Чистый влажный снег Загрязненный снег Морской лед Обнаженная почва Темные почвы Влажные серые почвы Сухие глинистые нлн серые почвы Сухие светлые песчаные почвы Поля, луга тундра Поля ржп н пшеницы Картофельные поля Хлопковые поля Луга Сухая степь Тундра древесная растительность Хвойные леса Лиственные леса ваториальной зоне (20' ю.
ш.— 20 с. ш.) и 0,15 — 0,20 иа широте 60 — 70' (при этом альбедо больше 0,15 наблюдается только зимой). Существенно альбедо зависит от влажности почвы, с возрастанием которой оно уменьшается. Значительное уменьшение альбедо с увеличением влажности почвы играет важную роль в процессе изменения теплового режима орошаемых полей.
Вследствие уменьшения альбедо при увлажнении почвы происходит увеличение поглощаемой радиации. Альбедо различных поверхностей имеет хорошо выраженный дневной и годовой ход, обусловленный зависимостью альбедо от высоты Солнца. Наименьшие значения аль. бедо наблюдаются в околополудебные часы, а в течение года— летом.
В табл. 6.17 представлены сведения о средних значениях альбедо травы и снега для ультрафиолетового (0,30 — 0,39 мкм), видимого (0,39 — 0,76 мкм) и интегрального (менее 3 мкм) потоков солнечной радиации, полученные по наблюдениям на метеостанции МГУ. Таблица 6.17. Альбедо (Тв) травы н снега в различных участках спектра (о — среднее квадратнческое отклонение) Из табл. 6.!7 следует, что альбедо травы в ультрафиолетовом и видимом участках спектра значительно меньше, чем интегральное альбедо. Ножелтение травы сопровождается ростом губ и г,„д и уменьшением интегрального альбедо. Спектральные различия отражательной способности снега практически отсутствуют.
Альбедо травы во всех участках спектра в пасмурный день, ко~да поток прямой радиации равен нулю, несколько меньше, чем в ясный день (для зеленой травы ган уменьшается от 24 до 20%, г,нд — от 4,5 до 3,9%, Ууо — от 1,6 до 1,4%). Для снега таких различий не установлено.
Максимальные значения альбедо снега наблюдаются в околополуденные часы. На потоки отраженной радиации (ы в ультрафиолетовом и видимом участках спектра определяющее 777 в Ослабленно соаасчноа раанаано Рааааиноаами роман атмосферы 77б а!ь и 800 200 влияние оказывает альбедо земной поверхности, в то время как на интегральный поток — поступивший поток солнечной радиации. Зимой альбедо земной поверхности (снег) существенно больше, чем летом.
По этой причине потоки отраженной ультрафиолетовой и видимой радиации (за сутки) зимой больше, чем летом (соответственно в 5 — 6 раз и 1,5 — 2,0 раза). Интегральный поток отраженной радиации (за сутки) летом при ясном небе в 3 раза больше, чем зимой, а при пасмурном — в 2 раза. Альбедо облаков. Большой интерес представляют данные об альбедо облаков. Непосредственные измерения альбедо облаков произведены на самолетах и аэростатах. Альбедо обла. ков, согласно измерениям, 700 существенно зависит от вертикальной протяженности 600 ° (толщины) облачности. На рис.
6.9 представлена зави- 500 снмость альбедо облаков 400 / от нх толщины по данным / измерений Н. И. Чельцова г о l (в районах Архангельска и Москвы ) и М. Нейбургера (в Калифорнии). Каждая точка на рисунке соот1О0 ветствует среднему значению альбедо, полученному в результате осреднения 10 20 30 40 бо 60 70 гт. примерно 40 измерений. Рнс.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
