Общее землеведение - Мильков Ф.Н.
ISBN 5-06-000639-5
Скачать (прямая ссылка):
Радиация, достигающая земной поверхности, состоит из прямой и рассеянной. При прохождении через атмосферу примерно четвертая часть солнечной радиации рассеивается молекулами газов и примесями. Голубой цвет неба, рассеянный свет днем при сплошной облачности, сумерки и заря — все это последствия рассеянной радиации. Прямая и рассеянная радиация, взятые вместе, образуют суммарную радиацию. Часть ее отражается земной поверхностью. Отношение отраженной радиации к приходящей на данную поверхность находит выражение в альбедо (от поздне-лат.— белизна). Чем светлее и суше поверхность, тем выше альбедо: влажный чернозем — 5—10%, сухой белый песок — до 40%; лес, луг—10—25%; свежевыпавший снег — 80—90%. В целом большая часть поступающей суммарной радиации поглощается земной поверхностью — почвой, растительностью, водами, где она переходит в тепло.
Длительное поглощение солнечной радиации не сопровождается прогрессирующим накоплением тепла в земной поверхности. Дело в том, что она сама излучает длинноволновую, невидимую глазом инфракрасную радиацию. Излучает радиацию, однако, не только земная поверхность, но и атмосфера, нагретая радиацией и теплом земной поверхности. Поток атмосферной радиации, направленной в сторону земной поверхности, называют встречным излучением. Оно хотя и значительно, но меньше земного. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением образует эффективное излучение.
Радиационный баланс земной поверхности, меняясь в течение суток и по сезонам года, в среднем за год имеет положительное значение всюду, за исключением ледяных плато Антарктиды к
93
Гренландии. Максимальных значений он достигает в низких широтах —свыше 42•1O2 Дж/м2 между 20° с. ш. и 20° ю. ш., на широте около 60° обоих полушарий снижается до 8•1O2 — 13-10* МДж/м2. В Центральном Арктическом бассейне радиационный баланс близок к нулю.
Оставшаяся от эффективного излучения часть поглощенной радиации идет на обогрев земной поверхности и теплоотдачу приземным слоям воздуха и почве. Таким образом, радиационный баланс становится главным компонентом теплового баланса. С учетом других компонентов тепловой баланс земной поверхности можно выразить как: R + P + В + LE=O, где R — радиационный баланс земной поверхности; P — турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой; В — поток тепла между земной поверхностью и нижележащими слоями почвы или воды; LE — поток тепла, связанный с фазовыми преобразованиями воды (испарение, конденсация).
Тепловой режим воздушной тропосферы складывается из изменений ее температуры в горизонтальном и вертикальном направлениях, температурных колебаний во времени (от суточных и сезонных до многолетних).
Температура воздуха у земной поверхности измеряется на высоте 2 м. Суточный ход ее, как и многих других метеорологических явлений (влажность воздуха, скорость ветра и т. д.), хорошо прослеживается лишь в условиях устойчивой ясной погоды, обычно свойственной антициклонам. Минимум температуры воздуха наблюдается вскоре после восхода солнца, максимум — в 14—15 часов.
Суточная амплитуда температуры воздуха выше на суше, чем над океаном; она уменьшается при движении в высокие широты и возрастает в местах с оголенной почвой. Величина суточной амплитуды температуры воздуха — один из показателей континентальное™ климата-. В пустынях она намного больше, чем в районах с морским климатом.
Годовая амплитуда температуры воздуха — разность средних месячных температур самого холодного и самого теплого месяца— обнаруживает закономерности, сходные с суточной амплитудой температуры. Над океанами она чаще не выше 5—100C (редко до 15 С), над внутренними районами Евразии возрастает до 50—6O0C Вблизи экватора средние месячные температуры воздуха мало отличаются друг от друга на протяжении года. В Джакарте, например, годовая амплитуда температуры составляет всего 1,O0C Годовая амплитуда температуры увеличивается в направлении умеренных и высоких широт, где отчетливо обособляются морской и континентальный типы годового хода температуры воздуха (рис. 21).
Температура воздуха, получаемая на метеорологических стан
94
циях, зависит от их высоты над уровнем моря. В горах, при пересеченном рельефе, становится невозможным проведение изотерм, а без них трудно сделать какие-либо широкие географические обобщения о температуре воздуха у земной поверхности. Поэтому наряду с картами температур на уровне станций широкое использование находят карты температур воздуха, приведенных к уровню моря. Составление карт приведенных температур предполагает уменьшение реально наблюдаемых температур на 0,650C на каждые 100 м абсолютной высоты метеорологической станции.
Карты приведенных температур дают материал для определения средних температур широтных (зональных) кругов (табл. 4).
В январе самая высокая средняя температура на экваторе: 27 0C; самая низкая — на северном полюсе —410C. В июле самой теплой параллелью оказывается 20° с.ш. с температурой 28 0C; самое холодное место — южный полюс со средней месячной температурой —48 0C
