Радиационный баланс атмосферы

Радиационный баланс учитывает преобразование и поведение лучистой энергии Солнца при взаимодействии с атмосферой и подстилающей поверхностью, собственное излучение атмосферы и подстилающей поверхности.

Радиационный баланс подстилающей поверхности (на нижней границе атмосферы), атмосферы и системы Земля-атмосфера (на верхней границе атмосферы) является итоговой характеристикой всех радиационных процессов. То есть процессов, связанных с поступлением, уходом и взаимодействием оптического излучения с различными компонентами атмосферы и Земли.

Для радиационного баланса подстилающей поверхности R_n уравнение имеет вид

,

где и − потоки (или суммы за временной период) приходящей прямой и рассеянной радиации; Е₃ и Е_а - потоки (или суммы) про­тивоизлучения земной поверхности и атмосферы; А % альбедо под­стилающей поверхности.

Роль различных составляющих видна из рисунка, на котором представлены результаты наблюдений в пустынной местности вблизи Ташкента (42°с.ш., сентябрь).

Суточный ход составляющих радиационного баланса подстилающей поверхности: 1 − прямая радиация; 2 − радиационный баланс; 3 − рассеянная радиация; 4 – отраженная радиация; 5 – излучение подстилающей поверхности.

Поло­жительный баланс R_n в дневное время и отрицательный в ночное являются типичными для всех точек земного шара в летнее время. Зимой на севере и частично в умеренных широтах этот радиацион­ных баланс остается отрицательным круглые сутки. К этой зоне от­носятся широты, на которых в полуденное время Солнце не подни­мается выше 11°; т.е. в декабре граница зоны пролегает на 56°, в январе − 58°, в феврале − 66^○ с.ш.

Годовой ход характеризуется отчетливой широтной зависи­мостью, обусловленной большой высотой Солнца. В зоне от 40°с.ш. до 40°ю.ш. месячные значения радиационного баланса на суше и на море всегда положительные с максимумом в июле. В более высоких широтах и зимой радиационный баланс становится отрицательным с минимумом в декабре. По расчетам М.И. Будыко (1956 г.), средне-

годовая величина радиационного баланса земной поверхности в це­лом является положительной и равна 68 ккал/см²-год (90 Вт/м²).

Облачность изменяет не только приходную составляющую радиационного баланса (прямую и рассеянную радиацию), но и расходную (излучение подстилающей поверхности и отраженную радиацию). В результате увеличение облачности влечет за собой уменьшение положительных значений днем, а ночью уменьшение отрицательных.

Рост облачности от 3 до 8 баллов уменьшает величину на 20%.

Увеличение альбедо от 10 до 80% (снег) уменьшает величину в три раза.

Для радиационного баланса атмосферы уравнение отличается от предыдущего (для ) и имеет вид

.

Потоки противоизлучения земной поверхности и атмосферы

теперь составляют приходную часть баланса. Величина − поглощенная атмосферой (приходная) часть прямой и рассеянной радиации. Величина обозначает уходящее в мировое пространство излучение атмосферы и подстилающей поверхности. Она составляет расходную часть радиационного баланса атмосферы . Не все составляющие могут быть измерены непосредственно. Поэтому величина получается расчетным путем.

Радиационный баланс системы "Земля-атмосфера" определяется суммой

.

Величина для отдельных регионов может быть положительной или отрицательной, но для земного шара в целом она близка к нулю. Это объясняется тем, что тепловой режим земного шара в целом сохраняет состояние, близкое к стационарному.

Следовательно, положительный среднегодовой баланс подстилающей поверхности =90 Вт/м² уравновешивается отрицательным среднегодовым балансом такой же величины.

Схема среднегодового распределения потока приходящего солнечного излучения и долей поглощенных, рассеянных, отраженных и уходящих потоков коротковолновой радиации представлена на рисунке по расчетам Шнейдера и Дениста (1975 г.)

Среднегодовое распределение потока принято за 100 условных единиц.

Из представленного распределения потоков следует:

1. 41 единица прямого излучения прошла через атмосферу, а 39 единиц рассеялось (на границе стратосфера-тропосфера).

2. 17 единиц прямого солнечного излучения рассеялось молекулами и аэрозолем, 22 единицы поглотилось гидросферой и 2 – отразилось (ушло вверх). Итого 41 единица;

3. 39 рассеянных единиц разделились таким образом: 19 единиц рассеялось вверх облаками, 5 единиц поглотилось облаками, из оставшихся 15 единиц – 14,5 поглотилось в гидросфере, 0,5 отразилось и ушло вверх;

4. из 17 единиц, рассеянных молекулами и аэрозолем, ушло вверх за счет обратного рассеяния аэрозолем 6 единиц, поглотилось гидросферой 10,5 единиц и 0,5 единицы отразилось (эти 0,5 единицы и предыдущие из 15 – составили 1 единицу отраженного излучения);

5. итого ушло из системы 19+6+1+2=28 единиц;

6. итак: 47 единиц поглотилось в воде, 5 единиц поглотилось облаками, 3 единицы поглотилось озоном в стратосфере, 17 единиц поглотилось водой и пылью в тропосфере, в сумме 72 единицы;

7. как раз этих 72 единицы не достает в уходящем излучении, там 28 единиц;

Если теперь в эту схему включить поток уходящей длинно волновой радиации (недостающие 72 условные единицы), то получится схема глобального радиационного баланса Земли как планеты.

Как видно из схемы, среднегодовой поток уходящего коротковолнового излучения за пределы атмосферы складывается в большей степени из отраженного облаками (19 единиц). И в меньшей степени потокам обратного рассеяния атмосферным аэрозолем(6 единиц) и отраженным подстилающей поверхностью (3 единицы).

Зональное распределение радиационного баланса Земли в настоящее время с удовлетворительной точностью измеряется с помощью искусственных спутников Земли. Из этих данных следует, что при положительных среднегодовых значений в экваториальной зоне над океанами они систематически выше, чем над сушей.

Региональные особенности радиационного баланса земной поверхности, атмосферы и Земли в целом состоят в их высокой пространственно-временной изменчивости, обусловленной значительными вариациями составляющих. Поэтому региональный мониторинг последних оказывается исключительно важным для интерпретации изменений климата в отдельных регионах и на всей планете.