Цяплічны (парніковы) эфект атмасферы

Здольнасць атмасферы прапускаць кароткахвалевую радыяцыю Сонца і затрымліваць доўгахвалевую радыяцыю зямной паверхні называюць цяплічным (парніковым) эфектам атмасферы. Сцёклы цяпліцы валодаюць менавіта гэтымі ўласцівасцямі. Цяплічны эфект забяспечвае невялікія перапады тэмпературы на працягу сутак. У сучасны момант цяплічны эфект узмацняецца, ідзе разаграванне атмасферы за кошт прамысловых выкідаў і, перш за ўсё, за кошт выкіду вуглекіслага газу пры спальванні вуглявадароднага паліва.

 

Радыяцыйны баланс зямной паверхні

Рознасць паміж паглынутай кароткахвалевай радыяцыяй і эфектыўным доўгахвалевым выпраменьваннем называецца радыяцыйным балансам В зямной паверхні або астатковай радыяцыяй. Для дзённага часу пры дадатным значэнні баланс запісваецца:

B=(S sin h+D)(1-A)-E_e (4.11)

Днём пры наяўнасці сумарнай і паглынутай радыяцыі радыяцыйны баланс дадатны, ноччу ён адмоўны і роўны эфектыўнаму выпраменьванню. Дадатны баланс сведчыць аб награванні, а адмоўны – аб ахаладжэнні дзеючага слоя. Радыяцыйны баланс ёсць вынік прыхода і расхода радыяцыйнага цяпла на зямной паверхні.

У сутачным ходзе максімум радыяцыйнага балансу назіраецца ў поўдзень. Пераход радыяцыйнага балансу праз нуль ажыццяўляецца раніцай і ўвечары пры вышыні Сонца 10 - 15º над гарызонтам. Уначы адмоўныя значэнні В невялікія і змяняюцца мала. У начныя часы асноўным фактарам фарміравання радыяцыйнага балансу з’яўляецца эфектыўнае выпраменьванне.

У табл. 4.5 прыведзены дадзеныя радыяцыйнага балансу, залежнага ад вышыні Сонца і альбеда зямной паверхні ў яснае надвор’е. З табл. 4.5 выцякае, што пры наяўнасці снегавога покрыва радыяцыйны баланс прыкметна змяншаецца і пераходзіць ад адмоўных да дадатных значэнняў і, наадварот--пры высокім становішчы Сонца.

Табліца 4.5

Залежнасць радыяцыйнага балансу ад вышыні Сонца

і альбеда ў яснае надвор’е

Вт/м² (паводле К.Я. Кандраццева, 1972)

Альбеда %	Вышыня Сонца, градусы
15 – 20 50 – 80 (снег)	- 49 - 35	-28 -28	-7

 

Радыяцыйны баланс з’яўляецца галоўным кліматаўтваральным фактарам. Ад яго залежыць фарміраванне розных тыпаў паветраных мас з характэрнымі для іх фізічнымі ўласцівасцямі, а таксама біялагічная прадуктыўнасць прыродных зон.

 

4.15. Радыяцыйны баланс планеты Зямля

Паводле падлікаў С.П. Хромава (2001), планета Зямля знаходзіцца ў стане праменнай (радыяцыйнай) раўнавагі. Калі прыняць агульную колькасць сонечнай радыяцыі, якая паступае ў атмасферу, за 100 адзінак, то аказваецца, што сама атмасфера выпраменьвае ў сусветную прастору 65 адзінак энергіі, а зямная паверхня – толькі 5 адзінак. Як бачым, доўгахвалевае выпраменьванне зямной паверхні і атмасферы ў сусветную прастору складае 70 адзінак. Адбівальная здольнасць атмасферы і Зямлі (планетарнае альбеда) складае 30 адзінак (гл. пункт 4.11). Такім чынам, уся радыяцыя, якая накіроўваецца ад Зямлі і атмасферы ў космас, поўнасцю кампенсуе прыход сонечнай радыяцыі да Зямлі. Гэта значыць, што радыяцыйны баланс на Зямлі роўны нулю, а кліматычная сістэма знаходзіцца ў радыяцыйнай раўнавазе.

 

Размеркаванне сонечнай радыяцыі

На верхняй мяжы атмасферы

Колькасць радыяцыі, якую атрымлівае за дзень які-небудзь раён на паверхні Зямлі пры атсутнасці атмасферы, або на верхняй яе мяжы, залежыць ад даўжыні дня і ад вышыні Сонца. Даўжыня дня залежыць ад шыраты і па-рознаму змяняецца на працягу года. Зімой працягласць дня памяншаецца ад экватара да палюсоў. А летам, наадварот, павялічваецца (рыс. 4.4).

Рыс. 4.4. Працягласць дзённай часткі сутак у самы кароткі зімовы і самы доўгі летні дзень на розных шыротах

Як вядома, вышыня Сонца ў любы момант часу з’яўляецца функцыяй шыраты месца. Аднак на адной і той жа шыраце вышыня Сонца змяняецца на працягу года. Так, у дзень летняга сонцастаяння (22 чэрвеня) максімальны вугал сонечных промняў вылічаецца па формуле (90º - φ + 23,5º), дзе φ – геаграфічная шырата месца. Мінімальны вугал у дзень зімовага сонцастаяння (22 снежня) разлічваецца па формуле (90º - φ – 23,5º). У дні раўнадзенстваў вышыня сонца роўная (90º - φ).

Пры дапамозе гэтых формул атрымліваюць максімальны і мінімальны вугал падзення промняў (вышыня Сонца) для любой шыраты месца (табл. 4.6).

Табліца 4.6

Вышыня сонца (º) ў дні летняга і зімовага сонцастаяння

і дні раўнадзенстваў на асноўных геаграфічных шыротах

Шырата	21 чэрвеня	21 снежня	21 сакавіка і 23 верасня
Экватар Паўночны тропік Паўднёвы тропік Паўночны палярны круг Паўднёвы палярны круг Паўночны полюс Паўднёвы полюс	66,5 23,5	66,5 23,5	66,5 66,5 23,5 23,5

З табл. 4.6 вынікае, што вышыня Сонца на экватары змяняецца на працягу года ад 90 да 66,5º, у тропіках – ад 90 да 43º, на палярных кругах – ад 47 да 0º, а на палюсах – ад 23,5 да 0º.

Змяненні вышыні Сонца на працягу года ў спалучэнні з геаграфічнай шыратой стварае складанае размеркаванне сонечнай радыяцыі на верхняй мяжы атмасферы (табл. 4.7). У дні раўнадзенстваў найбольшыя значэнні сонечнай радыяцыі назіраюцца на экватары. Па меры набліжэння да больш высокіх шырот радыяцыя паступова змяншаецца. А ў дні сонцастаянняў найбольшая колькасць сонечнай радыяцыі прыпадае на полюс таго паўшар’я ў якім лета (21 чэрвеня над паўночным і 21 снежня над паўднёвым палюсамі). Прычынай максімальнай радыяцыі на полюсе ўлетку з’яўляецца, з аднаго боку, кругласутачнае яе паступленне (палярны дзень), а з другога – даволі значны вугал падзення сонечных промняў (23,5º).

Табліца 4.7

Паступленне сонечнай радыяцыі (кВт/м²) ў дні раўнадзенстваў

і сонцастаянняў (паводле С.П. Хромава, 2001)

Дзень	Шырата, градусы
0 - 10	10 - 20	20 - 30	30 - 40	40 - 50	50 – 60	60 - 90
На верхняй мяжы атмасферы
21 / XII 21 / III 21 / VI 23 / IX	0,383 0,432 0,404 0,425	0,324 0,420 0,440 0,392	0,260 0,386 0,463 0,388	0,191 0,355 0,477 0,351	0,121 0,308 0,481 0,304	0,055 0,250 0,477 0,246	0,004 0,147 0,491 0,145
Прамая радыяцыя каля зямной паверхні
21 / XII 21 / III 21 / VI 23 / IX	0,114 0,133 0,101 0,119	0,112 0,156 0,118 0,113	0,094 0,144 0,151 0,140	0,057 0,112 0,163 0,128	0,025 0,081 0,128 0,091	0,009 0,068 0,111 0,055	0,001 0,038 0,093 0,019
Рассеяная радыяцыя каля зямной паверхні
21 / XII 21 / III 21 / VI 23 / IX	0,045 0,075 0,073 0,075	0,055 0,073 0,079 0,072	0,046 0,069 0,0865 0,068	0,036 0,065 0,087 0,064	0,024 0,058 0,088 0,056	0,011 0,046 0,085 0,045	0,001 0,033 0,107 0,034

 

У табл. 4.7 прыведзены таксама сярэднія фактычныя значэнні прамой і рассеянай радыяцыі каля зямной паверхні з улікам рэальнага стану атмасферы. Як вядома, праходзячы праз атмасферу, сонечная радыяцыя аслабляецца за кошт паглынання, рассеяння і адбіцця. Моцным аслабляючым фактарам прамой сонечнай радыяцыі з’яўляецца воблачнасць.

З даных табл. 4.7 бачна, што ў сапраўднасці каля зямной паверхні колькасць прамой сонечнай радыяцыі значна менш, чым на мяжы атмасферы. Пры гэтым максімальныя значэнні прамой радыяцыі прыходзяцца не на палярныя шыроты, як на мяжы атмасферы, а на трапічныя. Вясной і восенню найбольшая шчыльнасць прамой радыяцыі не на экватары, як на мяжы атмасферы, а таксама ў трапічных шыротах. Рассеяная радыяцыя летам з павелічэннем шыраты ўзрастае, а зімой – памяншаецца.

Трэба адзначыць і такі фактар уплыву на паступленне сонечнай радыяцыі, як змяненні сонечнай пастаяннай на працягу года. У ліпені Зямля размяшчаецца далей ад Сонца, чым у студзені. Гэта значыць, што ў ліпені сонечная пастаянная памяншаецца і складае 1,324 кВт/м². У студзені яна павялічваецца і дасягае 1,416 кВт/м². Адсюль вынікае, што паўночнае паўшар’е летам атрымлівае менш радыяцыі, а паўднёвае – больш у сваё лета. Зімой, наадварот, больш радыяцыі атрымлівае паўночнае паўшар’е, чым паўднёвае ў сваю зіму.

Аднак у сапраўднасці, нягледзячы на аддаленасць Зямлі ад Сонца, лета ў паўночным паўшар’і цяплей, чым у паўднёвым. Гэта тлумачыцца тым, што ў паўночным паўшар’і пераважае мацерыковая паверхня, якая летам мацней праграецца, чым акіянічная. Зімой жа ў паўночным паўшар’і халадней, таму што мацерыкі астываюць мацней, чым акіяны.