Слава Кан - Океан и атмосфера Страница 25

Суточный ход прямой радиации связан также с географической широтой места — в низких широтах максимум выражен значительно отчетливее, чем в высоких. Это объясняется тем, что ближе к полюсам высота Солнца в течение дня меняется меньше. На самих же полюсах по этой причине суточного хода прямой радиации не существует. Амплитуда годового хода прямой радиации отчетливо выражена на полюсах, а на экваторе она наименьшая. В средних широтах максимум приходится на весенние месяцы (апрель и май), минимум годового хода полуденной радиации — на декабрь.

Если руководствоваться одним только положением высоты Солнца, то максимумы и минимумы должны были бы здесь приходиться на момент летнего и зимнего солнцестояния. Фактический сдвиг максимума к весне объясняется увеличением в воздухе пыли и водяного пара, из-за чего заметно уменьшается прозрачность атмосферы.

Во многих случаях практической деятельности человека важно иметь представление о суммах прямой радиации, получаемых Землей за различные интервалы времени. Эту сумму принято подразделять на три вида: теоретическую, возможную и действительную. К первому виду относится количество солнечной радиации, приходящей за определенный промежуток времени на 1 см2 поверхности. Возможной суммой называют количество лучистой энергии, которая поступила бы на единичную горизонтальную площадку поверхности Земли в данном месте при средней прозрачности атмосферы и отсутствии облачности.

Фактическое количество прямой радиации, приходящей на 1 см2 земной поверхности за определенное время, есть действительная сумма прямой радиации, которую получают путем обработки записей соответствующего прибора, т. е. в основе здесь лежит непосредственное наблюдение. Действительная сумма характеризует режим облачности данного пункта.

Значения сумм прямой радиации трех перечисленных видов сильно разнятся между собой в одном и том же пункте в различное время года, заметно уменьшаясь от одного вида к другому. Последнее происходит потому, что атмосфера играет очень большую роль в ослаблении солнечной радиации. Известно, что даже в ясные дни на Землю попадают только 60 % солнечной энергии, приходящейся на верхнюю границу атмосферы. Действительные суммы прямой радиации незначительно увеличиваются весной и летом от высоких широт к низким. Исключение составляют заполярные широты, где суммы заметно уменьшаются.

Осенью и зимой суммы значительно убывают с увеличением широты, что сказывается и на сильном уменьшении сумм за год. Сумма прямой и рассеянной радиации представляет собой суммарную радиацию, причем соотношение той и другой зависит от высоты Солнца, прозрачности атмосферы и облачности. До восхода Солнца и при малой его высоте полностью или преимущественно царит рассеянная радиация. Чем выше поднимается Солнце над небосклоном, тем меньше доля рассеянной радиации — при безоблачном небе она падает до 5—10 %. В прозрачной атмосфере также заметно убывает доля рассеянной радиации. Количество, высота и форма облаков в разной степени влияют на долю рассеянной радиации в общей суммарной. Когда Солнце плотно закрыто облаками, вся сумма радиации состоит только из рассеянной. В целом суммарная радиация в суточном и годовом аспекте зависит главным образом от высоты Солнца — пропорциональна ей. Существенна также географическая широта места — годовые суммы увеличиваются с уменьшением широты. В отдельные месяцы этот ход нарушается, и в полярных районах суммарная радиация может быть большей, чем в более низких широтах. Например, в бухте Тихой в июне суммарная радиация на 37 % больше, чем в Павловске, и на 5 % больше, чем в Феодосии.

В Антарктиде, по данным последних лет, суммарная радиация в декабре (самое теплое время) равна соответствующим суммам в Крыму и Ташкенте. Оказалось, что в среднем за год величины суммарной радиации в Антарктиде выше, чем в Ленинграде. Это объясняется особыми условиями Антарктиды — сухостью воздуха, значительной высотой над уровнем моря (поглощение в атмосфере соответственно меньше) и большой отражательной способностью снежной поверхности, равной 70–90 %, благодаря чему увеличивается рассеянная радиация. Значительную часть приходящего от Солнца тепла Антарктида теряет.

Часть радиации поглощается, а часть отражается. Соотношение этих частей меняется в течение суток, так как одна и та же поверхность отражает неодинаково, в зависимости от высоты Солнца. При преобладании в сумме радиации рассеянной (т. е. при малой высоте Солнца утром и вечером) шероховатая поверхность отражает сильнее, чем гладкая. Попадая на водную поверхность, солнечные лучи проникают в глубь прозрачных вод, рассеиваются в них больше, чем в почве, и, следовательно, отражаются меньше. Небольшая часть света, рассеянного внутри верхнего слоя воды, распространяется вновь вверх и складывается с отраженным от поверхности потоком. В частности, от этого зависит голубой цвет моря. Имеет значение и мутность самих вод.

Особенно велика отражательная способность облаков — в среднем около 80 %. В последние годы наблюдения над отражением солнечной радиации на больших участках Земли и от облаков ведутся с искусственных спутников. Зная отражение радиации от облаков, можно определить их вертикальную мощность, а над океанами рассчитать высоту волн. Различное отражение от поверхности облаков морей, лесов, степей и т. д. позволяет судить о естественных ресурсах Земли.

Поверхность Земли (почва, вода, снег, растительность и т. д.), которую не совсем точно называют деятельной поверхностью, излучает энергию в окружающее пространство.

Для всего земного шара в среднем за год, как показывают наблюдения, температура деятельной поверхности равна примерно 15 °C.

В метеорологии земное излучение принято считать длинноволновым, так как наибольшая энергия в этом излучении примерно в 20 раз длиннее волны, несущей наибольшую энергию в спектре солнечной радиации. Наибольшая излучательная способность — у снега, благодаря его рыхлой структуре. Атмосфера излучает невидимую инфракрасную радиацию.

Существенно также влияние ледяного покрова. Так, большие колебания площади ледяного покрова в Арктике в 1971–1973 гг. вызвали заметные изменения температуры воздуха в тропосфере. Наблюдения со спутников в последние годы показали, что облачность обширной тропической зоны (преимущественно над океанами) относительно невелика по сравнению с прежними наблюдениями, произведенными на континентах и в океане. Это дало возможность подсчитать, что отражение Землей тепла по сравнению с его приходом в целом невелико — меньше, чем полагали прежде, — и составляет около 30 %.

Широтные различия и большая отражательная способность Антарктиды усиливает различия в температурах тропических и полярных областей и как следствие этого циркуляцию атмосферы.

Около 40 % тепла уходит вверх в мировое пространство (так называемое уходящее излучение), а остальная часть направлена к Земле (встречное излучение). Таким образом, потери тепла на излучение в какой-то мере компенсируются поглощением части встречного излучения.

Излучение деятельной поверхности связано с ее температурой и влажностью воздуха. Чем выше температура поверхности, тем излучение больше; чем больше влажность воздуха, тем эффективное излучение меньше.

Сильно влияет на излучение и облачность: чем больше количество и плотность облаков, тем излучение меньше. Водяной пар (и отчасти углекислый газ и озон) в атмосфере также сильно задерживают излучение. Это относится к длинноволновой радиации, в то время как атмосфера довольно свободно пропускает коротковолновую солнечную радиацию. Таким образом, атмосфера превращается как бы в оранжерею — солнечные лучи проходят в глубь через это «стекло», а длинноволновое излучение назад не выходит. Не будь атмосферы, на Земле было бы очень холодно — не 15° (в среднем) как есть в действительности, а —23°.

В заключение следует отметить, что процесс отражения солнечной радиации имеет очень сложную природу. В поверхностном слое моря (в толще 10–50 м) теплообмен зависит от турбулентности и, в меньшей степени, от теплопроводности воды.

В процессах взаимодействия океана и атмосферы особенно велика роль ледяного покрова, изменяющего радиацию и другие явления, особенно в полярных областях планеты. При образовании и таянии льда затрачивается большое количество тепла, лед препятствует образованию волн, брызг и т. д. Лед в море пресный и, следовательно, сравнительно легкий. Тепло океана, однако, просачивается и сквозь лед, даже очень мощный, и обогревает Арктический бассейн. Лед покрывает зимой не только Арктику, но отчасти и другие моря.

Нагревание почвы солнечными лучами зависит от географической широты места, сезона и др. Почва поглощает тепло и нагревается летом, отдает тепло и охлаждается зимой. Аналогичный теплооборот, но в меньшем масштабе, происходит днем и ночью. Для атмосферных явлений, в том числе для климата, температура поверхности почвы (так же, как и океанов) очень важна, ибо зависит от нагревания подстилающей поверхности.