В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 28

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 28)

Поскольку поток солнечной радиации пересекает дискЗемли, площадь которого в четыре раза меньше ее поверхности, тосредняя плотность по всей поверхности земного шара будет равна(Р) = 350 Вт/м2.Часть указанной радиации из-за отражения и обратного рассея­ния от облаков, атмосферы, океана и суши уйдет в космос и прак­тически не будет влиять на тепловое состояние атмосферы и океана.С учетом указанного фактора, при принятом в настоящее времязначении альбедо Земли, равном 35%, средняя плотность потока,поступающего на Землю, составит величину (Рпад) — 225 Вт/м2.Примем полученную оценку за 100%. Этот поток радиации будетвесь поглощен и уйдет на нагрев атмосферы и суши. Так как климатнашей планеты стационарен, то плотность потока поступающей сол­нечной радиации на верхней границе атмосферы равна плотностидлинноволнового земного излучения в космос, этим и достигаетсясреднегодовая термическая стабильность Земли.

Однако океан и ат­мосфера из-за различия в оптических свойствах по-разному погло­щают и переизлучают солнечную радиацию, что в конечном сче­те приводит к их различному термическому состоянию. В главныхчертах процессы лучистого теплообмена атмосферы и океана со­стоят в следующем.РАДИАЦИОННЫЙ ТЕПЛООБМЕН АТМОСФЕРЫНагрев атмосферы происходит в результате поглощения солнеч­ной радиации и теплового излучения подстилающей поверхностьюЗемли (ППЗ), а охлаждение идет за счет собственного излученияатмосферы в космос (Vw — уходящая радиация) и к поверхностиЗемли (G — противоизлучение атмосферы).Процессы излучения атмосферы, согласно закону излученияКирхгофа, определяются полосами поглощения ее газового состава.Из всех входящих в атмосферу газов в диапазоне длин волн солнеч­ной радиации (Я = 0,2-4 мкм) и длинноволнового излучения ППЗпри температурах, близких к нормальной — 288 К (А = 4-40 мкм),полосы поглощения имеют следующие газы: водяной пар Н20 , уг­лекислый газ С 0 2, озон 0 3 и кислород 0 2 .

Спектр поглощенияатмосферы приведен на рис. 3.1. Здесь на спектр поглощения атмо­сферы для наглядности нанесены нормированные спектры излученияСолнца и ППЗ (пунктирные линии). Из рассмотрения спектра погло­щения можно заключить следующее.1. Ультрафиолетовая область с Я < 0,3 мкм поглощается озономи кислородом (в основном в стратосфере на высоте 25-50 км).2. Для видимого участка спектра солнечной радиации (0,3-0,7 мкм)атмосфера практически прозрачна.Поглощение окиси азота N20 и метана СН4 можно не учитывать, так как ихобъемная доля в атмосфере на несколько порядков меньше указанных газов.9%АКосмосГраница атмосферыy v >-91%'+19%- 28%т +74%2Облака\чо%\б%Поверхность океана-4 6 %Рис.

3.2. Схема теплового баланса системы космос-атмосфера-океан3. В области ИК-излучения Солнца (0,7-4 мкм) имеет местозначительное ослабление за счет полос поглощения парами воды иуглекислого газа, составляющее 26% от радиации, поступающейна Землю. Оно идет на нагревание атмосферы (см. -схему теплово­го баланса на рис. 3.2). Следует отметить, что излучением атмосферыв указанном диапазоне можно пренебречь, так как при температу­рах, близких к нормальной, оно ничтожно мало.4. Область спектра поглощения (и, следовательно, излучения) атмос­феры с длинами волн 4 ч-40 мкм примечательна тем, что она совпада­ет с интервалами излучения АЧТ принормальной температуре. Поскольку тем­пературы ППЗ и нижних слоев тропосфе­й9 10~3кап/(см2-мин)ры различаются всего на десятки граду­сов, то спектр излучения атмосферы прак­тически совпадает со спектром излуче­ния океана и суши.

Отличие здесь со­ставляет только интервал длин волн 814 мкм, где единственная линия погло­щения озона (Я - 9,6 мкм) настолькоузка, что указанный интервал практи­чески прозрачен для теплового излуче­нияокеана и суши. Это так называемоеX , мкм“окнопрозрачности” атмосферы, где онаРис. 3.3.

Спектры излучения ат­неизлучаети не поглощает.мосферы (У) и подстилающей по­верхности (2) при температуре,На рис. 3.3 приведены спектры из­близкой к нормальной <—300 К)лучения атмосферы (кривая 1) и под-стилающей поверхности (кривая 2) при температуре, близкой к нор­мальной.

Из спектров следует, что радиационный теплообмен атмос­феры с космосом реализуется во всем диапазоне излучения атмосфе­ры. Это излучение (уходящая радиация Uw ) играет определяющуюроль в охлаждении нашей планеты, так как обеспечивает переизлучение в космос 91 % поступающего на Землю тепла (см. рис. 3.2). Чтокасается противоизлучения атмосферы, то оно реализует радиацион­ный теплообмен атмосферы с подстилающей поверхностью — океа­ном и сушей — и будет учтено ниже при оценке энергообмена в этихподсистемах.РАДИ АЦ И О Н Н Ы Й ТЕП Л О ОБМ ЕН ОКЕАНАЗамечательным свойством Мирового океана как подстилающейповерхности является то, что приходящая солнечная радиация про­никает в поверхностныйслой океана и в результате*10,поглощения нагревает его.Спектр объемного показате­ля поглощения стандартнойморской воды (рис.

3.4) име­ет сложную форму с мини­мумом в области синегоучастка спектра. Показательпоглощения меняется значи­тельно (от 10- 1 до 105 об­ратных метров) и свидетель­ствует о сильном поглоще­нии инфракрасной радиации.Ослабление радиации зави­сит как от поглощения, так иот рассеяния (е = ав+ а). Од­нако для воды поглощениемногобольшерассеяния(ае»сг) и закон ослабленияБугера-Ламберта для моно­хроматического излучения Рис. 3.4. Спектр объемного показателя по­глощения стандартной морской воды в диа­можно записать с учетом пазоне длин волн солнечной радиациитолько поглощения:dPl(z) = Р0Х ехР ( - х л2)Академиком А.Г. Колесниковым было показано, что перенос из­лучения для всего диапазона длин волн солнечного излученияможно представить в виде суммы экспоненциально затухающихкомпонентт_P(z) = I 0 n - A ) 2 l m e'' 1(3.1)где ж т — средний показатель поглощения на выделенном т -м ин­тервале спектра, а / 0 — сумма прямой и рассеянной радиации.Позже на основании натурных наблюдений, проведенных при по­мощи подводного пиранометра (измерителя потока солнечной ра­диации), С.Г.

Богуславский показал, что при точности актиномет­рических измерений, принятой в океанографической практике(2-т-5%), поток радиации можно представить в виде суммы двухэкспонент:Р{г) = / 0 (1 - X ) |> j е" * mi Z+ Р2 е~ * m2Zj ,(3.2)где Рр Р2 — константы, зависящие от района Мирового океана,и жт2 — средние значения показателя поглощения для коротковол­новой и длинноволновой частей спектра соответственно.

Отметим,что второй член формулы (3.2) начиная с глубины в несколько мет­ров обращается в нуль, что свидетельствует о полном поглощенииинфракрасного солнечного излучения в тонком подповерхностномслое моря. Из графика убывания суммарной радиации с глубиной(рис. 3*5) видно, что уже в первых метрах поверхностного слояпроисходит сильное поглощение радиации.Рис.

3.5. Графикубы ван и ясум марнойрадиац и и с глубиной (по С.Г. Б огус-лавскому, 1956)Рис. 3.6. Характерный профиль тем пературыв деятельном слое океанаЕсли рассмотреть суммарный эффект поглощения всей поступаю­щей в океан солнечной радиации в зависимости от глубины, тоокажется, что первый же метр морской воды поглощает 60% отприходящей на Землю радиации, тогда как ниже глубины 50 мпроникает всего лишь 0,05% излучения.

Этот факт представляетсобой чисто морской феномен. Его особенность состоит в том, что врезультате объемного поглощения приходящей радиации и интенсив­ного турбулентного перемешивания в океане формируется квазиоднородный по температуре поверхностный слой (толщиной около100 м) с огромной теплоемкостью, служащий гигантским тепловымрезервуаром для всей Земли. На нагрев этого слоя расходуется всяпоступающая в океан радиация, составляющая 74% от приходящегона Землю излучения.В квазиоднородном, или, как его еще называют, деятельном, слоеокеана в результате изменения облученности в суточном цикле у по­верхности в светлое время суток формируется дневной квазиоднородный слой моря (толщиной около 10 м) , который в ночное времяисчезает (рис. 3.6).Исходя из изложенного, следует заключить, что процессы взаимо­действия солнечного излучения с океаном в результате селективногопоглощения и турбулентного перемешивания ведут к расслоениюокеана и формированию термически устойчивых слоев океана —деятельного и дневного.ИЗЛУЧЕНИЕ ОКЕАНА.РАДИ АЦ И О Н Н Ы Й СЛОЙ.ЭФ Ф Е К Т И В Н О Е ИЗЛУЧЕНИЕ ОКЕАНАВ отличие от объемного поглощения приходящей солнечной ра­диации процессы теплового излучения океана имеют место прак­тически на его поверхности.

Океан излучает как серое тело (степеньчерноты е ~ 98-99% ), и, в соответствии с законом излучения План­ка, при нормальной температуре максимум спектра излучения со­средоточен в интервале длин волн 4-40 мкм с максимальной спект­ральной плотностью на длине волны А^,^.

= 10 мкм. Поглощениеводы в указанном диапазоне огромно, чем и определяется малаятолщина излучающего слоя. Из рис. 3.7 видно, что изменение по­казателя поглощения в указанном диапазоне длин волн лежит винтервале 5 • (104—105) м—*. Следовательно, в соответствии с за­коном поглощения Бугера P(z) = PQexp ( — asz) характерная глубинапоглощающего (излучающего)слоя z0 = 1/ае (где интенсивностьизлучения упадет в е — 2,78 раза) составит 10-20 мкм. В дальней­шем для краткости этот слой будем называть радиационным и обоз­начим его через z0 = А.В радиационном слое помимо излучения имеет место и силь­ное поглощение приходящего противоизлучения атмосферы G,спектр которого совпадает со спектром излучения воды, за иск­лючением диапазона “окна прозрачности” атмосферы.

Характеристики

Список файлов книги