Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 45
Текст из файла (страница 45)
50 т т2 Влияние облачности на ра- 40 диационные характеристики Земли. Поскольку для облаков характерны очень высокие значения альбедо, то они, естест- (о венно, оказывают существенное влияние на альбедо„ потоки и притоки радиации в целом. На рис. 8.5 показаны меридиональные профили зональных значений альбедо системы земная поверхность — атмосфера, полученные по данным наблюдений с МИСЗ (реальная атмосфера) и по результатам расчета для безоблачной атмосферы (солнечная постоянная принята равной 1,38 кВт/м'). Как и следовало ожидать, альбедо системы в случае реальной (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 7о 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 ((/ ) длинноволновой радиации. Облака, как уже указывалось (см. главу 7), уменьшают эффективное излучение земной поверхности и, как следствие, при наличии облаков уходящий поток радиации меньше, чем при их отсутствии. Та- 60 0 65'дШ.65 45 15 65 65 кдШ. Рнс. 8.5.
Средние годовые мериднонзль ные профили зональных знвчепнй вль бедо (() н зльбедо системы прн отсут ствнн облачности (2). различных состояний неба (ясно, пасмурно), разных сезонов года з и конкретных пунктов. Уравнения регрессии, полученные по дан- ным актинометрических радиозондов, имеют следующий вид: а) в случае пасмурной погоды (облачность 10 баллов) е,= — 1,05(7 +0,018, г= — 0,99 (для лета), е, = — 1,18(/„+ 0,048, г = — 0,98 (для зимы), Радиационный ремнм атмосферы 208 Редцецноннмй баланс земной оооерхцостн и атмосферы ким образом, в выражении для радиационного баланса системы /7, = /,'(1 †.,) — и„ под влиянием облачности первое и второе (и ) слагаемые уменьшаются.
Однако определяющую роль играет уменьшение (за счет увеличения г,) притока солнечной радиации к системе земная поверхность — атмосфера. По этой причине радиационный баланс системы в случае реальной (облачной) атмосферы меньше баланса системы при отсутствии облаков. На рис. 8.6 представлена осредненная за год и по кругам широт разность Л/ге между первым и вторым радиационными балан- Дй,йш!мй 50 Рнс. 8.6. Осредненная по широтным зонам н за год разность 847. между раднацноннымн балансами снстсмы в случае реальной (облачной) н безоблачной атмосферы.
-Уаа 15 75 55 55 ющ ТабЛИца 8.6. ЗНаЧЕНИя раЗНОСтя Л!7, (Вт/Мт) МЕжду радяацНОННЫМН балансамн системы н случаях реальной (облачной) атмосферы н безоблачной Сезон Эона год Ьс-Х ! зпс-и ш-пп! и! — р — 12,0 — 34,9 — 23,5 — 11,3 — 42,0 — 26,7 0 — 65' с, ш. 0 — 65" ю. ш. 65о с. ш. — 65о ю.ш. — 15,3 — 24,8 — 20,0 — 23,5 — 8,5 — 16,0 — 14,2 — 13,8 — 14,0 сами системы, Видно, что практически всюду Л/се ( 0 (исключение составляет узкая околополярная область).
Абсолютное значение Л/(е в каждом полушарии растет с увеличением широты (примерно до 60'), при этом минимальное значение (7 Вт/м') отмечается около 7' с, ш., а максимальное (49 Вт/м') — около 55' ю. ш. Разность Л/с, изменяется не только с широтой, но зависит также от времени года, долготы н других факторов. Результаты осреднения Л)7. по сезонам года и полушариям (точнее, для зон от экватора до 65') и Земли в целом (65' с.
ш.— 65' ю. ш.) приведены в табл. 8.6. Поскольку влияние облачности на поглощенную радиацию сильнее, чем на уходящее излучение, то прежде всего во все сезоны года и в обоих полушариях М„(0, а модуль сз!тз летом (когда приток солнечной радиации к системе, а следовательно, и уменьшение его за счет альбедо облачности, достигают максимума) существенно (в северном полушарии— примерно в 2 раза, в южном — почти в 5 раз) больше, чем зимой.
В среднем за год изменение Яз под влиянием облачности в южном полушарии также сильнее (на 9,5 Вт/м'), чем в северном. Это обусловлено различием в альбедо подстилающей поверхности: в южном полушарии с преобладанием водной поверхности особенно резко увеличивается альбедо при увеличении облачности и уменьшается )т, именно летом, поскольку при большой высоте Солнца йо альбедо воды достигает наименьших значений. По этой же причине зимой при малых высотах Солнца (когда альбедо водной поверхности увеличивается) влияние облачности в южном полушарии не столь значительно, как летом (и меньше, чем в се- 85' Н-750- бзд мба -гаа -50 45 35 г5 (5 5 5 15 г5 55 45 55 ар 'Х7! 7! 700 яу 700 75 50 а Рнс.
8.7. Годовой ход радиационного баланса (Вт/мт) сасгемы земная поверхность †атмосфе по данным наблюдений с ИСЗ за 29 месяцев (!964 — 1971 гг.). 7У У! Кйп Х ХЛ верном полушарии). Эта же закономерность (обусловленная влиянием водной поверхности на альбедо системы) подтверждается и средним за год значением Лгс, для Мирового океана в целом, равным — 30,6 Вт/м', т. е. по модулю оно больше значений этой разности не только для Земли в целом, но и для обоих полушарий.
Радиационный баланс системы йе на данной широте изменяется в широких пределах в течение года (рис. 8.7). Максимальная амплитуда годового хода )7е наблюдается в субтропиках и умеренных широтах. Так, в северном полушарии на широте 15— 25' баланс /(е изменяется от 75 — 80 Вт/мз в июле — августе до — 25 —: — 50 Вт/и' в январе; на широте 55 — 60' — от 50 Вт/мв в июле до — 125 Вт/мз в январе; максимальное среднемесячное значение )7, здесь равно 81 Вт/м' (на широте 15' в июле), минимальное — 169 Вт/м' (вблизи полюса в декабре — январе).
В южном полушарии диапазон колебаний среднемесячных значений Р. еше более значителен: от 113 Вт/м' (на шпроте 25' в декабре— январе) до — !85 Вт/м' (на широтах 65 — 70' в июне). 14 заказ гй 24! Рьяиьцньяиыя рьжкы ьтыасбьры Значительный вклад н увеличение амплитуды годовых колебаний Я, в южном полушарии по сравнению с северным вносят эффект эксцентрнснтета орбиты Земли (под его влиянием поток солнечной радиации на верхней границе атмосферы в декабре †январе примерно на 7 % больше, чем в июне — июле). Для Земли н целом радиационный баланс системы )!, достигает максимума (16 Вт/мз) в марте и минимума ( — 14 Вт/мт) н июне, прн этом вклад изменения я течение года ннсоляцнн на верхней границе атмосферы в амплитуду гг, составляет примерно половину.
По данным спутниковых наблюдений оценена чувствительность поглощаемой системой солнечной радиации 1;(1 — г,) н уходящего излучения !) к изменению количества облаков (и). Прн увеличении п на 1 балл поглощаемая системой солнечная радиация уменьшается в среднем за год н для Земли в целом на 95,2 Вт/мз, а уходящее излучение — на 53,1 Вт/мз. Радиационный баланс системы В, таким образом, уменьшается на 42,1 Вт/мз прн увеличении количества облаков на 1 балл.
Одна из важиеиших задач Физи чггхих наук в настоящее время— ведение яриходяо-расходной книги солнечного тепла получаемого земным шаром, с гго воздушной и аодянай оболочкой. Трудности достижения цели яе могут испугать ученых, способных понять широкие задачи пауки. А. И, Воейков Пуду г.) Раздел 1И Тепловое состояние атмосферы Глава 9. Турбулентное состояние атмосферы. Приземиый слой Ламинарное и турбулентное состояние атмосферы. Простейшие хпрпктернстнкн турбулентности. Конпектня. ный н турбулентный потоки тепла. Уранненне притока тепла н турбулентной атмосфере. Определение н емсота прнземного слоя. Распределение температуры по высоте н прнземном слое. Логарифмический закан.
Методика расчета турбулентных потоков тепла по данным градиентных наблюдений. Глава 10. Суточный ход температуры воздуха в пограничном слое атмосферы Экспериментальные данные. Распределение температуры воздуха по высоте е пограничном слое атмосферы. Теория суточного хода температуры воздуха н пограничном слое ятмосферы. О роли радиационных прнтокок тепла н пограничном слое атмосферы. Ночное понижение температуры.
Заморозки Глава 11. Взаимодействие атмосферы с подстилающей поверхностью (сушей и водой) Урзененне теплопронодностн почвы. Уравнение теплового баланса земной пояерхмостн. Взаимодействие атмосферы с деятельным слоем. Температура земной покерхностн. Вертикаль« пое распределение температуры почв. Роль растительного и снежного покрова. Суточные и годовые колебания температуры воды я морях н крупных водоемах. Глава 12. Термический режим тропосферы, стратосферы и мезосферы Рзспределенне температуры н тропосфере и нижней стратосфере. Термический режим стратосферы н мезосферы по ракетным денным. Влияние материков и океанов ня распределение температуры в атмосфере. Перноднческне изменения температуры воздуха я тропосфере и стратосфере. Непериодические изменения температуры в различных слоях атмосферы.
Стратосферные потепления. Особенности термического режима Арктннн и Антарктики 2/3 тенланое состаннне атмосФепы 2/2 Турбулентное состоннне атмосФеРы. Претемный слоя Глава 9 Турбулентное состояние атмосферы. Прнземный слой 1 Ламинарное и турбулентное состояние атмосферы Атмосфера находится в непрерывном движении. Отличительная особенность атмосферных движений заключается в том, что движение отдельных частиц воздуха носит неупорядоченный характер. Режим движения, при котором отдельные частицы жидкости или газа имеют неправильные, хаотические траектории с поперечными и даже попятными (по отношению к общему движению) перемещениями отдельных малых объемов, носит название турбулентного. При этом режиме скорость движения пульсирует, т.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
