В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 28
Текст из файла (страница 28)
С учетом указанного фактора, при принятом в настоящее время значении альбедо Земли, равном 357,', средняя плотность потока, поступающего на Землю, составит величину (Р„„) = 225 Вт/м~. Примем полученную оценку за 1007,'. Этот поток радиации будет весь поглощен и уйдет на нагрев атмосферы и суши. Так как климат нашей планеты стационарен, то плотность потока поступающей солнечной радиации на верхней границе атмосферы равна плотности длинноволнового земного излучения в космос, этим и достигает~я среднегодовая 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 главных 156 чертах процессы лучистого теплообмена атмосферы и океана состоят в следующем. РАДИАЦИОННЫЙ ТЕЛЛООБМЕН АТМОСФЕРЫ Нагрев атмосферы происходит в результате поглощения солнечной радиации и теплового излучения подстилающей поверхностью Земли (ППЗ), а охлаждение идет за счет собственного излучения атмосферы в космос (Ф' — уходящая радиация) и к поверхности Земли (Π— противоизлучение атмосферы).
Процессы излучения атмосферы, согласно закону излучения Кирхгофа, 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 ППЗ при температурах, близких к нормальной — 288 К Я = 4-40 мкм) „ полосы поглощения имеют следующие газы: водяной пар Н20, углекислый газ СО2, озон Оз и кислород 02. Спектр поглощения атмосферы приведен на рис. 3.1. Здесь на спектр поглощения атмо- $Ю 1 А, мки Рис.
3. т'. Спектр поглощения атмосферы (по Флиглю, Бузингеру, 19б5) сферы для наглядности нанесены нормированные спектры излучения Солнца и ППЗ (пунктирные линии). Из рассмотрения спектра поглощения можно заключить следующее. 1. Ультрафиолетовая область с Я < 0,3 мкм поглощается озоном и 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 Х20 и метана С114 можно не учитывать, так как их обьемная доля в атмосфере на несколько порядков меньше указанных газов.
Г 157 Рис. 3.2. Схема теплового баланса системы космос-атмосфера-океан 2 6 7а ж А, МКМ Рис. 3.3. Спектры излучения ат- мосферы (1) и подстилающей по- верхности (2) при температуре, близкой к нормальной (-300 К) 3. В области ИК-излучения Солнца (0,7-4 мкм) имеет месго значительное ослабление за счет полос поглощения парами воды и углекислого газа, составляющее 2б% от радиации, поступающей на Землю. Оно идет на нагревание атмосферы (см..схему теплового баланса на рис.
3.2). Следует отметить, что излучением атмосферы в 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 —:40 мкм примечательна тем, что она совпадает с интервалами излучения АЧТ при нормальной температуре. Поскольку тем- 6 В к~а~г~~~м ~мин~ пературы ППЗ и нижних слоев тропосфе- ры различаются всего на десятки граду- Ю г ,~ с 2 сов, то спектр излучения атмосферы прак/ тически совпадает со спектром излуче- ния океана и суши. Отличие здесь сого ставляет только интервал длин волн 8— 14 мкм, где единственная линия погло- / щения озона Я = 9,6 мкм) настолько / узка, что указанный интервал практически прозрачен для теплового излучения океана и суши.
Это так называемое "окно прозрачности" атмосферы, где она не излучает и не поглощает. На рис. 3.3 приведены спектры из- 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 У ) играет определяющую роль в охлаждении нашей планеты, так как обеспечивает переизлучение в космос 91 7,' поступающего на Землю тепла (см.
рис. 3.2). Что касается противоизлучения атмосферы, то оно реализует радиационный теплообмен атмосферы с подстилающей поверхностью — океаном и сушей — и будет учтено ниже при оценке энергообмена в этих подсистемах. РАДИАЦИОННЫЙ ТЕПЛООБМЕН ОКЕАНА ЙР~(г) = Ргв ехр ( — ж,~.з). Академиком А.Г. Колесниковым было показано, что перенос из- лучения для всего диапазона длин волн солнечного излучения 159 Замечательным свойством поверхности является то, что никает в поверхностный слой океана и в результате поглощения нагревает его.
Спектр объемного показателя поглощения стандартной морской воды (рис. 3.4) имеет сложную форму с минимумом в области синего участка спектра. Показатель поглощения меняется значительно (от 10 1 до 10 обратных метров) и свидетельствует о сильном поглощении инфракрасной радиации. Ослабление радиации зависит как от поглощения, так и от рассеяния (е = ж+ сг). Однако для воды поглощение много больше рассеяния (ж » сг) и закон ослабления Бугера — Ламберта для моно- хроматического излучения можно записать с учетом только поглощения: Мирового океана как подстилающей приходящая солнечная радиация про- Ш аЮ ~а Р гп~, и Рис. 3.4. Спектр объемного показателя поглощения стандартной морской воды в диапазоне длин волн солнечной радиации можно --предСтавить -в виде-- Суммы экСпоненциально- затухающих компонент Р(г) =1 (1 — А) ~ г е 1 (3.1) Р(е) =ее (1 — А) [Рг е г +Рге™ г ~, (3.2) где Р,, Р2 — константы, зависящие от района Мирового океана, ж т1 и ж — средние значения показателя поглощения для коротковолт2 новой и длииноволновой частей спектра соответственно.
Отметим, что второй член формулы (3.2) начиная с глубины в несколько метров обращается в йуль, что свидетельствует о полном поглощении инфракрасного солнечного излучения в тонком подповерхностном слое моря. Из графика убывания суммарной радиации с глубиной (рис. 3.5) видно, что уже в первйх метрах поверхностного слоя происходит сильное поглощение радиации. 5' 17 186, С 20 ~,м Рис.
З.б. Характерный профиль темпера- туры в деятельном слое океана Рис. 3.5. График убывания суммарной радиации с глубиной (по С.Г. Богус- лавскому, 1956) 160 где ж — средний показатель поглощения на выделенном гп-м интервале спектра, а 1о — 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 —:5%), поток радиации можно представить в виде суммы двух экспонент: Если рассмотреть суммарный эф4>ект поглощения всей поступающей в океан солнечной радиации в зависимости от глубины, то окажется, что первый же метр морской воды поглощает 60/ от приходящей на Землю радиации, тогда как ниже глубины 50 м проникает всего лишь 0,05/ излучения.
Этот факт представляет собой чисто морской феномен. Его особенность состоит в том, что в результате объемного поглощения приходящей радиации и интенсивного турбулентного перемешивания в океане формируется квази- однородный по температуре поверхностный слой (толщиной около 100 м) с огромной теплоемкостью, служащий гигангским тепловым резервуаром для всей Земли.
На нагрев этого слоя расходуется вся поступающая в океан радиация, составляющая 74/ от приходящего на Землю излучения. В квазиоднородном, или, как его еще называют, деятельном, слое океана 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 время исчезает (рис. 3.6).
Исходя из изложенного, следует заключить, что процессы взаимодействия солнечного излучения с океаном в результате селективного поглощения и турбулентного перемешивания ведут к расслоению океана и формированию термически устойчивых слоев океана— деятельного и дневного. ИЗЛУЧЕНИЕ ОКЕАНА. РАДИАЦИОННЫЙ СЛОЙ. ЭФФЕКТИВНОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ ОКЕАНА В отличие от объемного поглощения приходящей солнечной радиации процессы теплового излучения океана имеют место практически на его поверхности. Океан излучает как серое тело (степень черноты 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 1„,„, = 10 мкм.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
