2 Альбедо Землі. Радіаційний баланс земної поверхні.

Надходячи до земної поверхні сумарна радіація частково поглинається шаром грунту або води і переходить в тепло, а частина відбивається. Величина відбиття залежить від характеру земної поверхні Відношення кількості відбитої радіації до сумарної, яка надходить на поверхню, називається альбедо поверхні (А). Це відношення виражається в відсотках. З загального потоку сумарної радіації I_s = I₀ sin h + i відбивається

I_В = (I₀ sin h + i)А. (8.5)

Друга частина сумарної радіації поглинається земною поверхнею і називається поглинутою радіацією (І_п).

І_{п =} (I₀ sin h + i)(А-1 (8.6)

Альбедо залежить від виду поверхні і змінюється від 5% для чернозему до 80-90% для снігу. Планетарне альбедо Землі дорівнює 35-40%.

Верхні шари грунту, води, рослинність самі випромінюють довго-хвильову радіацію яку називають власним випромінюванням земної поверхні (Еs). Віддача радіації земною поверхнею приводила б до швидкого охолодження, якби цьому не перешкоджав зворотній процес – поглинання сонячної і атмосферної радіації земною поверхнею.

Атмосфера нагрівається поглинаючи як сонячну радіацію, так і випромінювання земної поверхні. Будучи нагрітою атмосфера сама випромі-нює невидиму інфрачервону радіацію. Близько 70% атмосферної радіації поступає на землю. Атмосферна радіація яка надходить до земної поверхні називається зустрічним випромінюванням (Еа), тому що воно направлене назустріч власному випромінюванню земної поверхні. Зустрічне випро-мінювання є додатковим джерелом тепла до поглинутої сонячної радіації. Зустрічне випромінювання завжди менше земного. Різниця між власним випромінюванням землі і зустрічним випромінюванням атмосфери називається ефективним випромінюванням (Ее) .

Е_е = Е_s - Е_а . (8.7)

Інтенсивність ефективного випромінювання в ясні ночі складає 0,10-0,15 кал/см² за хвилину на рівнинах і до 0,20 кал/см² за хвилину в гірській місцевості. В хмарну погоду Е_е зменшується в порівнянні з ясною, тобто менше охолоджується земна поверхня.

Радіаційний баланс земної поверхні – це різниця між поглинутою радіацією і ефективним випромінюванням.

R = (I sin h + i) (1-А) - Е_е (8.8)

Радіаційний баланс змінюється від нічних від’ємних значень до додатних денних після сходу Сонця при висоті більше 10-15^о.

Зміна температури повітря відбувається під впливом сонячної радіації і циркуляції атмосфери.

Розподіл температури повітря в атмосфері і її безперервні зміни нази-ваються тепловим режимом атмосфери. Тепловий режим визначається в першу чергу теплообміном між атмосферним повітрям і оточуючим середо-вищем. Під оточуючим середовищем при цьому розуміють космічний прос-тір, сусідні маси або шари повітря, а також земну поверхню.

Теплообмін здійснюється:

- радіаційним шляхом – при власному випромінювані повітрям і при поглинанні повітрям радіації Сонця, радіації земної поверхні, або інших атмосферних шарів;

- шляхом молекулярної теплопровідності між повітрям і земною поверхнею і турбулентної теплопровідності всередині атмосфери;

Крім того зміна температури повітря може відбуватися без теплообміну з оточуючим середовищем, тобто адіабатично. Строго адіабатичних процесів в атмосфері не існує. Ніяка маса повітря не може бути повністю ізольована від теплового впливу оточуючого середовища. Але якщо атмосферний процес протікає дуже швидко, особливо при вертикальних рухах повітря, і теплообмін за цей час дуже малий, то зміну стану можна вважати адіабатичною.

Якщо деяка маса повітря в атмосфері адіабатично розширюється, то тиск в ній падає, а разом з ним падає (знижується) температура, і навпаки при адіабатичному стисненні маси повітря, тиск і температура зростає. Вищевик-ладене підтверджує рівняння стану газів, яке має вигляд:

P · v = R·T (8.9)

Де P – тиск ;

V – питомий об’єм газу ;

T – температура по абсолютній шкалі (Кельвіна) ;

R – газова стала, яка залежить від природи газу .

Зміни температури, не пов’язані з теплообміном, відбуваються внас-лідок перетворення внутрішньої енергії газу в роботу, або роботи у внутріш-ню енергію. При розширенні маси повітря відбувається робота проти зовніш-ніх сил тиску, так звана робота розширення, на яку витрачається внутрішня енергія повітря. Але внутрішня енергія газу пропорційна його абсолютній температурі, тому температура повітря при розширені знижується. Навпаки, при стисканні маси повітря здійснюється робота стискання. Внутрішня енергія маси повітря, яка стискається, росте тобто швидкість молекулярних рухів збільшується і росте температура повітря.

Безпосереднє поглинання сонячної радіації в тропосфері мале і може визвати підвищення температури повітря не більше ніж 0,5^о в день. Дещо більше значення має втрата тепла із повітря шляхом довгохвильового випро-мінювання (зустрічне випромінювання атмосфери - Е_а). Але вирішальне значення для теплового режиму атмосфери має теплообмін з земною поверх-нею шляхом теплопровідності.

Повітря, яке безпосередньо прилягає до земної поверхні, обмінюється з нею теплом внаслідок молекулярної теплопровідності. Всередині атмосфери діє інша, більш ефективна передача тепла - шляхом турбулентної теплопро-відності. Перемішування повітря сприяє швидкій передачі тепла від одних шарів атмосфери до інших, а також збільшує передачу тепла від земної по-верхні до повітря і навпаки.

Зміни температури, які відбуваються в певній кількості повітря внаслідок названих вище процесів називаються індивідуальними. Вони характеризують зміну теплового стану даної певної кількості повітря.

Але можна говорить про зміни температури повітря в конкретній точці атмосфери з фіксованими координатами і з незмінною висотою. Любу метео-станцію можна розглядати, як таку точку. Температура в цій точці буде мі-нятися не тільки внаслідок індивідуальних змін, а й внаслідок безперервної зміни повітря в даному місці (надходження повітря із інших місць, де воно має іншу температуру).

Надходження до даного місця повітряних мас з інших районів носить назву адвекція, а зміни температури пов’язані з адвекцією – адвективними.

Розрізняють адвекцію тепла і адвекцію холоду. Якщо надходить повітря з більш високою температурою, то це адвекція тепла і навпаки.

Загальна зміна температури в конкретній точці (метеостанція), яка залежить і від індивідуальних змін і від адвекції називається локальною (місцевою) зміною.

Таким чином, прилади метеостанції дають локальні зміни температури повіт-ря, а термометр розташований на повітряній кулі і знаходиться в одній повіт-ряній масі показує індивідуальні зміни температури в цій повітряній масі.

Зміна температури в нижніх шарах атмосфери, головним чином зале-жить від зміни температури земної поверхні і повторює її хід.

Земна поверхня (поверхня грунту чи води) постійно різними способами одержує і втрачає тепло. По-перше, на земну поверхню надходить сонячна радіація (пряма і розсіяна) і зустрічне випромінювання атмосфери. В той же час земна поверхня сама випромінює радіацію (власне випромінювання). По-друге, шляхом теплопровідності земна поверхня одержує тепло від атмосфе-ри і віддає їй. Таким же шляхом тепло передається від земної поверхні дони-зу в грунт (воду), або надходить до земної поверхні з глибини грунту (води). По-третє земна поверхня отримує тепло при конденсації на ній водяної пари з повітря, і втрачає тепло при випаровуванні з неї води.

В будь-який проміжок часу земна поверхня віддає догори і донизу таку кількість тепла, яку вона отримала. Якби було інакше не виконувався б закон збереження енергії і треба було б припустити, що на земній поверхні енергія виникає і зникає.

Можливо, що в атмосферу може надійти більше тепла ніж надійшло зверху. В такому випадку надлишок віддачі тепла повинен компенсуватися надходженням тепла до земної поверхні з глибини грунту (води). Таким чином, алгебраїчна сума всіх надходжень і втрат тепла на земній поверхні повинна дорівнювати нулю. Це і виражається рівнянням теплового балансу.

Розглянемо складові рівняння. Надходження сонячної радіації і інших видів випромінювання виражається радіаційним балансом (R) Надходження тепла від повітря, або віддача його повітрю шляхом теплопровідності позначимо Р. Такий же обмін з більш глибокими шарами грунту і води позначимо А, втрати тепла при випаровуванні і надходження його при конденсації - LE, де L – питома теплота випаровування, а Е – маса випаруваної чи сконденсованої води. Тоді рівняння теплового балансу земної поверхні буде мати вигляд:

R  P  A  LE = 0 (8.10)

Смисл рівняння в тому, що радіаційний баланс на земній поверхні урівноважується нерадіаційною передачею тепла. Це рівняння дійсне для будь-якого проміжку часу і багаторічного періоду.