Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 43
Текст из файла (страница 43)
Средние значения емпирических коаффициентов су ' сл ~ сп с ! более высоких широт к низким, что качественно удовлетворительно согласуется с формулой (4.9). Средний коэффициент с близок к см. Если в формулу (4.8) ввести с, то она примет вид В,=В (1 — с ). (4.10) Формулой (4.10) можно пользоваться при отсутствии данных о количестве облаков всех ярусов. Другими авторами получены более сложные зависимости В" от п (например, а входит в формуле (4.10) в степени 2,5). В ряде исследований рассмотрено влияние туманов и дымов на эффективное излучение земной поверхности.
Этот вопрос имеет большое прикладное значение, поскольку дымы широко используются для защиты растений от заморозков. При ряде упрощающих предположений К. С. Шифриным получена следующая формула для эффективного излучения земной поверхности при тумане: В =Во(1 — 6,4 1О ЬЬ), где Ви — эффективное излучение при отсутствии тумана, 6' — водо ность тумана (г/мз), Й вЂ” толщина тумана (м).
Следует подчеркнуть, что эффективное излучение представляет собой разность сравнительно больших величин В, и В„. Излучение земной поверхности равно примерно 0,3 — 0,4 кВт/мз, встречное излучение атмосферы 0,2 — 0,3, а эффективное излучение 0,06— 0,14 кВТ/мз. Эффективное излучение н его составляющие имеют достаточно хорошо выраженный суточный и годовой ход. Наиболее вырагкен суточный ход излучения земной поверхности Во. Поток Во близок к излучению абсолютно черного тела при температуре земной по- верхностн, поэтому с увеличением температуры (в суточном или годовом ходе) растет и Во, а вместе с этим и поток эффективного излучения В", поскольку 6Вд в формуле для Ве изменяется в течение суток и года в значительно меньшей степени, чем Во.
Большое влияние на эффективное излучение оказывает облачность. В табл. 7.6 приведены данные по годовому ходу эффективного излучения для трех пунктов при безоблачном и облачном небе. Наибольшие значения эффективного излучения при безоблачном небе наблюдаются, как правило, в летние месяцы, когда температура земной поверхности достигает максимума. Однако простой годовой ход эффективного излучения (с одним максимумом и одним минимумом) не наблюдается, что объясняется влиянием распределения температуры и влажности воздуха по высоте на излучение атмосферы.
Таблица 7 б Годовой ход аффективного изтучеиия (Вт/мэ) Эффективное излучение н амплитуда его суточного и годового хода при облачности уменьшаются. Общая тенденция к увеличению эффективного излучения в летние месяцы по сравнению с зимними наблюдается и при облачности, однако годовой ход эффективного излучения при наличии облаков, как правило, значительно сложнее, чем при их отсутствии. Раднацнонный ражам атносоеры Раднацнонный баланс земной цоасркностн н атыосберы сяц, сезон, год и т. д.); он может быть как положительным, так и отрицательным. Суточный ход радиационного баланса, его коротковолновой ()(ц = (1 — т) (В+ 1)) и длиниоволновой (В") составляющих по данным наблюдений в полупустыне приведен иа рис.
8,1. /мэ кбм В,В Як О,й Переход радиационного баланса через нуль ()4=0) от отрицательных значений к положительным и обратно происходит, по данным наблюдений, прн высоте Солнца 10 — 15'. В течение ночи радиационный баланс при отсутствии или постоянном количестве облачности сохраняется практически постоянным. В табл. 8.1 приведено среднее время перехода радиационного баланса через нуль утром и вечером в среднем для каждого месяца на различных широтах. При наличии снежного покрова промежуток времени, в течение которого тс ) О, уменьшается, так как в этом случае переход )( 1 Радиационный баланс земной поверхности или таблица 8л.
среднее время (часы) перехода радиационного баланса через нуль утром (1,) н вечером (1,) !( = (1 — т) (В + 1) — В", 50 40 Месяц 16 — 18 18 — 20 17 — 19 14 — 16 5 — 7 4 — 6 5 — 7 7 — 9 16 — 18 18 — 20 16 — 18 15 — 17 5 — 7 4 — 6 5 — 7 6 — 8 16 — 18 17 — 19 17 — 19 !5 — 17 6 †4 — 6 5 — 7 6 — 8 !Ч !7! 'тт!1! х Глава 8 Радиационный баланс земной поверхности и атмосферы П риток тепла в виде лучистой энергии является важнейшей составной частью общего притока тепла, под влиянием которого изменяется термический режим атмосферы и земной поверхности. Балансом лучистой энергии или радиационным балансом тела называется разность между поглощенной им радиацией и собстветн м излучением. Наиболее полно к настоящему времени исследоы !- л ван радиационный баланс земной поверхности, атмосферы цеом и системы земная поверхность — атмосфера (т.
е. Земли как в планеты). Сведения о балансе отдельных слоев атмосферы (тропосферы, стратосферы, пограничного слоя и др.) еще нельзя признать сколько-нибудь полными. П риходная часть радиационного баланса гг земной поверхности состоит из поглощенных частей прямой солнечной (1 — г)1' и рассеянной (1 — т) э радиации, а также части излучения атмо- сферы ЬВл. Расходной частью )с является лишь излучение зем- ной поверхности Во Таким образом, Я = (1 — т) и + (1 — г) 1+ ЬВл — В, где т — альбедо, В* — эффективное излучение земной поверхности. Р адиационный баланс земной поверхности оказывает существенное влияние на распределение температуры в почве и приземном слое атмосферы, а также на процессы испарения и снеготаяния, образование туманов н заморозков, изменение свойств воздушных масс (их трансформацию).
Радиационный баланс изменяется в зависимости от широты. времени года и суток, погодных условий и т. д. Расчет баланса производят за различные промежутки времени (минуту, сутки, ме- Рис. 8.1. Суточный ход радиационного баланса И и С2 его коротковолновой )тл= = (1 — г) (!'+О и длиняоволновой Во составляющих. 0 Юг Казахской ССР, июль 1952 г. -0,2 Стрсякн — нанснты аоскода н катода Солана. 4эо Вэо !2зо !Взо эззо Сэоч мцн 20/ 2ОО П Раднацноннмй режим атмосферы Сред- нее Сред- нее ср' с. ш. Океан Океан Суша О ш. ш.
Суша 70 — 60 60 — 50 50 — 40 40 — 30 30 — 20 20 — !0 96 97 93 82 54 4! 65 0 — !О !0 — 20 20 — 30 30 — 40 40 — 50 50 — 60 Зеленя в целом 30 38 68 1!0 !50 !58 26 40 60 80 92 94 28 40 64 97 127 14! 153 150 134 109 76 37 109 !39 138 126 106 74 37 96 Месяц го/о . а Вт!мд Ьо .. 1Π— 20 9,! 10,0 Станцн» Год чп 156,4 !22,0 103,2 115,7 106,4 1!5,7 !00,1 120,4 95,4 Тбилиси Свердловск Ленинград Якутск м. Шмидта о.
Диксон б. Тикси м. Челюскин о. Уединения 1,6 — 21,9 — 29,7 — 37,6 — 45,4 — 37,5 — 37,5 — 34,4 — 26,6 100,2 66,3 69,5 27,5 — 8„1 — 8,1 — 11,3 — 14,6 — 6,5 ?4,6 41,1 31,4 22,3 7,0 8,4 7,5 5,3 6,0 43,8 14,1 — 1,6 — !5.6 — 23,5 — 28,2 — 31,3 — 31,3 — 15,6 через нуль происходит при большей высоте Солнца (20 — 25'). Отметим, что с моментами перехода )с через нуль практически совпадает время установления (вечером) и разрушения (утром) приземных инверсий температуры. Годовой ход радиационного баланса для некоторых пунктов Советского Союза, расположенных на разной широте, приведен в табл.
8.2. Радиационный баланс положителен ()д' ) О) в низких широтах (Тбилиси) практически в течение всего года, в умеренных широтах (Ленинград, Свердловск) в течение 6 — 8 месяцев, в Арктике в течение 4 — 5 месяцев. В среднем за год радиационный баланс положителен не только в низких н умеренных широтах, но и в тех районах Арктики, где земная поверхность освобождается от снежного и ледяного покрова хотя бы на 2 — 3 месяца. Объясняется это тем, что абсолютные величины радиационного баланса в Арктике летом значительно больше, чем зимой. В летние месяцы значения )с (прнмерно 65 †1 Вт/мд) в Арктике вполне сравнимы со значениями )г в умеренных широтах. В период же полярной ночи радиационный. баланс равен эффективному излучению (с обратным знаком), которое мало изменяется от месяца к месяцу: В* на станциях Арктики колеблется в пределах 25— 40 Вт/мз.
Таблица 8.2. Годовой ход радиационного баланса (Вг/ит) В Антарктике вследствие высоких значений альбедо поглощенная радиация невелика, а радиационный баланс за год на всех станциях, кроме Оазиса (66' 18' ю. ш.), отрицателен. В Центральной Арктике, по данным измерений на дрейфующих станциях «Северный полюс», радиационный баланс за год отрицателен в точках, расположенных к северу от 75' с. ш. Данные о радиационном балансе суши и океанов в различных широтных зонах северного и южного полушарий представлены (по М.
И. Вудыко) в табл. 8.3. Из таблицы следует, что на одной и той же широте радиационный баланс океанов больше, чем суши. Раднацноннмй йалннс земной нонеркностн н атмосферы Таблица 8.3. Средний за год радиационный баланс поверхности суши и океанов в различных широтных зонах (Вт/мт) Объясняется это тем, что альбедо воды в среднем меньше, чем суши; некоторую роль играет также то, что температура поверхности воды в среднем ниже температуры поверхности суши.
Анализ опытных данных, выполненных сотрудниками ГГО (В. Л. Гаевским, 3. И. Пивоваровой и др.) показал, что зависимость )ч от высоты Солнца Ьо при отсутствии облачности приближенно описывается следующей формулой: )7= а(йш — Ь). Параметры а и Ь в этой формуле зависят от альбедо г земной поверхности и принимают следующие значения: 20 — 30 50 — 60 60 — 70 80 — 90 8,4 6,3 4,9 2,8 9,8 7,4 7,4 8,5 Согласно приведенным данным увеличение альбедо от 10 до ' 80 % сопровождается уменьшением )г примерно в 3 раза. Кроме высоты Солнца и альбедо, на радиационный баланс и его изменение наиболее сильное влияние оказывает облачность. В дневное время прн 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 появления облачности уменьшается.
При отрицательном радиационном балансе (ночью и зимой) появление облачности сопровождается уменьшением эффективного излучения, а вместе с этим и абсолютной величины радиационного баланса. Представление о суточном и годовом ходе радиационного баланса при ясном и пасмурном небе, о порядке величины !с в различные сезоны года и часы суток можно составить по данным табл. 8.4, построенной по наблюдениям в Ленинградской области.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
