Земля радиационный баланс

Во введении к книге мы немного обсудили вопрос о том, как атмосфера реагирует на воздействие солнечной радиации. Здесь, в конце книги, представляется уместным еще раз коснуться этой темы, учитывая положения, которые были развиты в основных главах. В гл. 1 было показано, что чисто радиационное равновесие неустойчиво, так как у поверхности земли воздух оказывается более легким, чем над ней, и в толще тропосферы возникает конвекция. Поэтому модели радиационно-конвективного баланса можно применять только для моделирования локального равновесия между эффектами радиации и конвекции. В принципе можно теоретически представить себе атмосферу, в которой этот баланс реализуется в среднем и независимо на каждой широте. В этом случае температура на экваторе будет сильно завышена, а на полюсах — сильно занижена. Разность температур экватор — полюс окажется при этом примерно в четыре раза больше значения 30 °К, которое характерно для осредненного распределения на рис. 7.9. В соответствии с соотношением термического ветра указанное распределение может находиться в равновесии с зональным потоком. Однако это приводит к значительно более сильному струйному течению, чем наблюдается в природе. [c.344]

Часть приходящей на верхнюю границу атмосферы радиации отражается системой Земля — атмосфера в космическое пространство, другая часть поглощается. Сама система Земля — атмосфера также излучает в космическое пространство поток радиации. Таким образом, радиационный баланс на верхней границе атмосферы может быть определен как [c.21]

Среднеширотные значения радиационного баланса Земли (Вт/м ), [c.136]

Рлс. 251. Радиационный баланс поверхности Земли (по ГГО) [c.432]

Рис. 1.1. Радиационный баланс Земли. Верхняя сплоитая линмя показыва01 средний поток солнечной энергии, достигающий внешней границы атмосферы. Нижней сплошной линией показано среднее количество поглощаемой солнечной энергии, а штриховой линией — уходящей в пространство радиации. Обе нижние кривые представляют усредненные результаты спутниковых измерений между июнем 1974 г. и февралем 1978 г. и взяты из [862]. Значения даны в ваттах на квадратный мотр. Горизонтальный масштаб таков, что расстояния между отметками широт пропорциональны заключенным между ними площадям поверхности Земли, т. е. он линеен относительно синуса широты.

Отсюда резко выраженное широтное распределение приходящей на Землю энергии. В итоге радиационный баланс меняется от 21 — 42 до 355 — 587 кДж/см , а среднегодовые температуры поверхностных слоев воздуха от — 16 до +31 °С [10], [c.6]

До сих пор мы изучали глобальный цикл углерода, не обращая внимания на ту роль, которую СО2 играет в климате Земли. Хотя СО2 содержится в небольшом количестве в атмосфере (см. разд. 2.2), он играет существенную роль в радиационном балансе Земли, и, следовательно, в регулировании климата. Это проиллюстрировано на рис. 5.12, а, где в зависимости от длин волн показаны спектры излучения Солнца и Земли при эффективных температурах излучения около 5700 С и -23 С соответственно. На рис. 5.12,5 показано, как это испускаемое излучение поглощается различными атмосферными газами. Например, ббльшая часть УФ-излучения, вторгающегося в [c.235]

Установка исследовательской аппаратуры на спутниках и межпланетных станциях позволяет значительно расширить возможности исследований в космическом пространстве. В метеорологических спутниках существенная роль отводится приборам инфракрасной техники, позволяющим изучить радиационный баланс земной поверхности, величину и непрерывное перемещение облачных покрытий, производить температурное зондирование атмосферы. Системы метеорологических спутников позволяют наблюдать почти за всей поверхностью земного шара данные, передаваемые с этих спутников на Землю, дают возможность прогнозировать погоду для различных районов нашей планеты. [c.266]

Гидрологический режим, являющийся важнейшей характеристикой океаносферы, складывается из теплового и водного баланса, а также из общей циркуляции вод. Удельная теплоемкость воды в четыре раза выше теплоемкости воздуха, поэтому океаны служат крупнейшим аккумулятором поступающей к Земле солнечной радиации. В среднем поглощение ее водами Мирового океана составляет около 343,4 кДж/(см .год), тогда как для суши оно равно примерно 209,4 кДж/(см год). При этом наблюдаются резкие зональные различия радиационного баланса если в тропической зоне между 10° с. ш. и 10 ю. ш. поглощается около 482 кДж/(см год), то в зоне 40-60° в обоих полушариях - около 167 кДж/(см год). Общее теплосодержание Мирового океана составляет 318- 10 кДж, что почти в 21 раз больше того количества тепловой энергии, которое ежегодно поступает к поверхности Земли от Солнца. [c.24]

При существующем альбедо реально наблюдаемую температуру может обеспечить лишь почти вдвое больший поток энергии. За счет чего же получается такое выгодное для человечества нарушение радиационного баланса в системе Земля—космос [c.6]

Радиационный баланс является одним из важнейших параметров взаимодействия океана и атмосферы. Закономерности ее пространственной и временной изменчивости будут рассмотрены в соответствующих главах. В табл. 1.1, приведенной по данным Тимофеева [298], дается сводка радиационных характеристик системы Земля — атмосфера. Из нее следует, что радиационные характеристики являются определяющими в формировании энергетики океана и атмосферы. Хотя, как мы увидим в дальнейшем, измен- [c.26]

Рассмотрим сначала баланс тепла вертикального столба воздуха. В гл. 1 было показано, как в нем может устанавливаться радиационно-конвективное равновесие с поглощением тепла у земли и его переносом вверх по тропосфере за счет конвекции. В тропосфере эта модельная картина приводит к формированию баланса между радиационным выхолаживанием и конвективным потоком тепла. На большинстве широт наблюдается в качественном отношении именно такая ситуация со ско- [c.352]

Чтобы показать влияние движения атмосферы иа баланс, рассмотрим атмосферу, которая в некоторый начальный момент не содержала бы водяного пара, однако находилась в радиационном равновесии. Если бы атмосфера совсем не поглощала излучение, то поверхность Земли нагревалась как и при отсутствии атмосферы (см. разд. 1.3), однако вышележащий воздух оставался бы холодным. Хотя такая система будет находиться в радиационном равновесии, она ие будет находиться в динамическом равновесии, так как воздух, нагреваясь благодаря контакту с поверхностью, не может оставаться ниже холодного воздуха, находящегося над ним, без возникновения конвекции. Такая конвекция происходит в наполненном водой котле, подогре- [c.21]

Вторым важнейшим компонентом радиационного баланса (1.1) является уходящее длинноволновое излучение системы Земля — атмосфера. В случае абсолютно черного тела излучение пропорционально четвертой степени температуры. Спектр излучения абсолютно черного тела следует из квантовой гипотезы Планка и весь лежит в диапазоне от 3,5 до 80 мкм. Длина волны, отвечающая максимуму в спектре, в соответствии с законом Вина составляет при 293 К 9,85 мкм. Земля, строго говоря, не является абсолютно черным телом, поэтому одной из важнейших становится задача параметризации коэффициента серости системы Земля — атмосфера. Количественной основой для этого могут служить спутниковые измерения уходящего излучения. Исторический обзор обработки и анализа спутниковых данных по радиационному длинноволновому излучению приводится в [155, 156]. В настоящее время имеется порядка 5—10 серий спутниковых измерений Ri продолжительностью более года. Зоиальио осреднен-ные значения уходящего излучения максимальны в зоне 10° с. ш. — 20° ю, ш. (240—265 Вт/м ) и минимальны в приполярных районах (135—170 Вт/м ). Амплитуды годового хода R составляют 5—6 Вт/м2 в экваториально-тропических широтах и 20—25 Вт/м в приполярных. Значения над океанами в среднем выше, чем над сушей, на 10—15%- В [156] приводится анализ поля длинноволнового излучения с помощью аппарата эмпирических ортогональных функций, позволивший выявить многие важные закономерности пространствеиной дифференциации. В многочисленных параметризациях, как правило, используются зависимости уходящего излучения от приземной температуры, облачности и влагосодержания атмосферы [51, 155, 225, 298, 308]. [c.23]

Зонально осредненные характеристики энергообмеиа на границе океан—атмосфера для Мирового океана и отдельных акваторий неоднократно публиковались различными авторами [17, 41, 42, 88, 92, 156, 288, 298, 419, 421], и в этом смысле нет недостатка в материале для сопоставления. Детальные исследования радиационного баланса системы Земля—атмосфера предприняты [c.135]

Анализ изменчивости различных составляющих радиационного баланса Северной Атлантики предпринят в [155, 156], где использовался массив спутниковых радиационных измерений за 4-летний период с июня 1974 г. по март 1978 г. На приводимых авторами [156] картах дисперсии радиационного баланса Северной Атлантики четко выделяются максимумы, соответствующие энергоактивиым областям, причем абсолютные максимумы достигаются в ЭАО Гольфстрим (20 Вт/м для системы Земля — атмосфера и 16 Вт/м для радиационного баланса поверхности). [c.243]

К о к д р а т ь е в К, Я., Дьяченко Л, Н-, Козодеров В, В, Радиационный баланс Земли,— Л, Гидрометеоиздат, 1988,— 352 с. [c.315]

В настоящее время есть возмоя ность оценки хотя бы осредненных климатологических данных, касающихся радиационного баланса, затрат тепла на испарение и на турбулентный теплообмен с атмосферой в различных обла-стях нашей планеты, и притом не только в материковой части ее поверхностп (как было еще сравнительно недавно), но и в части океанической. Очень большую вычислительную работу в этом направлении проделали сотрудники Главной геофизической обсерватории под общим руководством М. И. Будыко. Вышли уже два издания большого климатологического атласа обсерватории с картами, построенными для всех месяцев в отдельности и для года в целом. Здесь на рис. 254 — 256 приведены уменьшенные копии трех карт карта радиационного баланса поверхности Земли в ккал см- год (рпс. 254), карта затрат тепла на испарение с подстилающей поверхности в ккал см- год (рис. 255), карта затрат тепла на турбулентный теплообмен с атмосферой в ккал/см год (рис. 256) [10]. [c.435]

Избыток нейтронов и их энергетический спектр, в котором делятся все актиноиды, позволяет осуществить в быстрых реакторах эффективное сжигание наиболее опасных и долгоживущих радионуклидов из отходов топливного цикла, обеспечив радиационный баланс между захораниваемыми радиоактивными отходами и добываемым из земли ураном, не требуя специальных реакторов-сжигателей вплоть до завершающей стадии развития АЭ. [c.33]

Влияние освоения территории на радиационный баланс выражается в ослаблении интеисивпости суммарной радиации, увеличении поглощения коротковолновой радиации и уменьшении эффективного излучения Земли. Причиной этого является индустриальное загрязнение атмосферы на территориях промышленных предприятий и городов, а также изменение в черте застройки свойств подстилающей поверхности. Наибольшие изменения составляющих радиационного баланса происходят при наличии на застроенной территории дымовых покрывал. [c.97]

Вычисленный избыток или недостаток радиационного баланса в системе Земля — атмосфера на каждой широте рассматривается как энергия, компенсируемая за счет скрытого тепла, поступающего с соседней широты или отдаваемого ей. Будыко вывел эмпирическое линейное соотношение между компенсируемой энергией и отклонением температуры каждой широты от средней глобальной величиньг. Таким способом ему удалось воспроизвести наблюдаемое широтное распределение температур на основе распределения излучения. Полученные результаты представлены на рис. 1Х-15. [c.251]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология