Радиационный баланс земной поверхности

Радиационным балансом земной поверхности называют разницу между приходом радиации на земную поверхность (в виде поглощенной радиации) и ее расходом в результате теплового излучения (эффективное излучение). Таким образом, радиационный баланс имеет следующий вид:

Q =(S sin h_c +D)(1-A) - E_э (37)

Радиационный баланс меняется от ночных отрицательных значений к дневным положительным в летнее время при высоте Солнца 10-15⁰ и наоборот, от положительных к отрицательным - перед заходом при тех же высотах Солнца. Зимой переход значений радиационного баланса через ноль происходит при больших углах Солнца (20-25⁰). В ночное время при отсутствии суммарной радиации радиационный баланс отрицателен и равен эффективному излучению.

Распределение радиационного баланса по земному шару достаточно равномерно. Годовые значения радиационного баланса положительны повсюду, кроме Антарктиды и Гренландии. Положительные годовые значения радиационного баланса означают, что избыток поглощенной радиации уравновешивается нерадиационной передачей тепла от земной поверхности к атмосфере. Это означает, что для земной поверхности радиационного равновесия нет (приход радиации больше, чем ее отдача), но существует тепловое равновесие, обеспечивающее стабильность тепловых характеристик атмосферы.

Наибольшие годовые значения радиационного баланса наблюдаются в экваториальной зоне между 20⁰ северной и южной широты. Здесь он составляет более 40*10² МДж/м². К более высоким широтам значения радиационного баланса убывают и около 60-й параллели составляют от 8*10² до 13*10² МДж/м². Далее к полюсам радиационный баланс еще более уменьшается и составляет в Антарктиде – 2*10² – 4*10² МДж/м². Над океанами радиационный баланс больше, чем над сушей в тех же широтах. Существенные отклонения от зональных значений имеются и в пустынях, где баланс ниже широтного значения из-за большого эффективного излучения.

В декабре радиационный баланс отрицателен на значительной части Северного полушария севернее 40-параллели. В Арктике он достигает значений 2*10² МДж/м² и ниже. К югу от 40-й параллели он возрастает до Южного тропика (4*10² – 6*10² МДж/м²), а затем понижается к Южному полюсу, составляя на побережье Антарктиды 2*10² МДж/м²

В июне радиационный баланс максимален над Северным тропиком (5*10² – 6*10² МДж/м²). К северу он понижается, оставаясь положительным до Северного полюса, а к югу уменьшается, становясь отрицательным у берегов Антарктиды (-0,4 -0,8*10² МЖд/м²).

Температура воздуха, причины ее изменения.

Воздух, как и всякое тело, всегда имеет температуру, отличную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется. Различна она также в разных точках Земли. Крайние значения температуры, наблюдавшиеся до сих пор, составляют немногим ниже +60°С (в тропических пустынях) и около -90°С (на материке Антарктида). Температура воздуха, почвы и воды в большинстве стран выражается в градусах международной температурной шкалы или шкалы Цельсия(°С). Ноль этой шкалы приходится на температуру, при которой тает лед, а +100°С - на температуру кипения воды (при давлении 760 мм. рт. ст.). Но в ряде стран до сих пор используют шкалу Фаренгейта(°F). В этой шкале интервал между точками таяния и кипения воды разделен на 180°, причем точке таяния приписано значение +32^о F. Таким образом, величина одного градуса Фаренгейта равна 5/9°С, а ноль шкалы Фаренгейта приходится на -17,8°С. Кроме того, применяют, в основном в теоретической метеорологии, абсолютную шкалу температур (шкалу Кельвина, К). Ноль этой шкалы отвечает полному прекращению теплового движения молекул, т.е. самой низкой возможной температуре. По шкале Цельсия это будет -273,18±0,03°. На практике за абсолютный ноль принимают -273°С. Величина градуса абсолютной шкалы равна величине градуса шкалы Цельсия.

Для перехода от шкалы Фаренгейта к шкале Цельсия и обратно используются формулы

t ^o C = 5/9 ´ (t ⁰ F -32) (38)

t⁰ F = 9/5 t ⁰ C +32 (39)

Для перехода от температуры по Цельсию к абсолютной температуре служит формула:

T = t ⁰С + 273,15 (40)

 

Температура воздуха

 

Под температурой воздуха в метеорологии понимают температуру в приземном слое атмосферы, измеренную в метеорологической будке на высоте 2 м. Будка нужна для того, чтобы защитить термометр от прямой солнечной радиации и эффективного излучения земной поверхности и окружающих предметов. В будке устанавливают срочный термометр, по которому отсчитывается тем­пература воздуха в сроки наблюдений, и экстремальные — максимальный и минимальный, показывающие наибольшую и наименьшую температуру за промежуток времени между наблюдениями. При стандартных наблюдениях применяют жидкостные термометры: для срочных наблюдений и для измерения максимальной температуры — ртутные, для минимальной — спиртовой. Для непрерывной регистрации изменений температуры применяют самопишущие приборы - термографы.

Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Поскольку воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда суточного хода температуры в метеорологической будке меньше, чем на поверхности почвы в среднем примерно на одну треть. Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом температуры почвы (минут на 15 позже) утром, после восхода солнца. В 13 - 14 часов температура почвы, достигнув максимума, начинает снижаться. В 14 - 15 часов она уравнивается с температурой воздуха, с этого времени при дальнейшем падении температуры почвы начинает падать и температура воздуха. Таким образом, в суточном ходе температуры воздуха минимум приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум - на 14 - 15 часов, но такой суточный ход температуры наблюдается лишь при устойчивой ясной погоде. Любые изменения метеорологических условий (облачности, радиационных условий, внедрении воздушных масс) приводят к изменениям в суточном ходе температуры воздуха, т.е. регулярный суточный ход перекрывается или маскируется непериодическими изменениями температуры. Даже в тропиках, где непериодические изменения наблюдаются реже, максимум температуры воздуха приходится на послеполуденные часы лишь в 50% случаев. Поэтому описанному выше суточному ходу температуры воздуха соответствует лишь осредненный за многолетний период ход температуры, который и используется в климатологии.

Такая осредненная суточная амплитуда температуры зависит от следующих факторов:

· от широты местности - под широтами 20 -30° на суше средняя за год суточная амплитуда составляет около 12°, под широтой 60° - около 6°, под широтой 70° - только 3°. В самых высоких широтах, где солнце не восходит много дней, регулярного суточного хода температуры нет совсем. В целом, с увеличением широты суточная температура воздуха убывает, так как убывает полуденная высота солнца над горизонтом;

· характера почвенного покрова - влияние почвенного покрова на суточную амплитуду воздуха прямо пропорциональное: чем больше амплитуда температуры самой поверхности, тем больше амплитуда воздуха. В степях и пустынях средняя суточная амплитуда достигает 15 -20°, иногда 30°. Над сплошным растительным покровом она значительно меньше;

· близости водных бассейнов - в приморских местностях, под влиянием водных бассейнов суточная амплитуда воздуха также уменьшается. Но суточные амплитуды воздуха над поверхностью моря выше, чем суточные амплитуды на самой поверхности моря и составляют 1 -1,5°;

· формы рельефа - на выпуклых формах рельефа местности (на вершинах и на склонах гор и холмов) суточная амплитуда температуры воздуха уменьшена по сравнению с равнинной местностью, а в вогнутых формах (долинах, оврагах, лощинах) — увеличена. Причина заключается в том, что на выпуклых формах рельефа воздух имеет уменьшенную площадь соприкосновения с подстилающей поверхностью и быстро сносится с нее, заменяясь новыми массами воздуха. В вогнутых же формах рельефа воздух сильнее нагревается от поверхности и больше застаивается в дневные часы, а ночью сильнее охлаждается и стекает по склонам вниз. Но в узких ущельях, где уменьшен приток радиации и эффективное излучение, суточная амплитуда меньше, чем в широких долинах.

Суточные колебания температуры воздуха наблюдаются и в высоких слоях атмосферы, но сроки наступления максимумов сдвинуты по сравнению с наземными температурами. Установлено, что на высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры составляет около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения температуры наступают на 1,5-2 часа позже. На высоте 1 км суточная амплитуда составляет 1-2°, на высоте 2-5 км - всего 0,5-1°, а дневной максимум смещается на вечер. Небольшие суточные колебания температуры наблюдаются даже в верхней тропосфере и нижней стратосфере, но они определяются не влиянием земной поверхности, а процессами поглощения и излучения радиации воздухом. В горах, где влияние подстилающей поверхности больше, чем в свободной атмосфере, суточная амплитуда убывает с высотой медленнее.