Главная Движущие cилы в атмосферe 1 [ 2 ] 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92 93 94 95 96 97 98 99 100 101 102 103 104 105 106 107 108 109 110 111 112 113 114 115 116 117 118 119 120 121 122 123 124 125 126 127 128 129 130 Рис. 1.2. Географическое распределение отражающей способности для (а) января 1967-1970 и (б) июля 1969-1970 гг., определенное по данным спутниковых измерений. Большинство ярких районов отличаются постоянной облачностью н большим количеством осадков. Однако необходимо отметить, следующие исЕслючення: области, помеченные буквой А. - это пустыни где земная поверхность обладает высокой отражающей способностью, а ноые- ченкые буквой У -это области, для которых характерна постоянная низкая сплошная облачность при отсутствии осадков. Горизонтальные черточки у боковых кромок карт отмечают положение экватора; линии сетки проекции Меркатора расположены с интервалами 5° по широте и долготе. {Воспроизведено из и. S. Air Force and U. S. Departament of Commerce, Global Atlas of relative Cloud Cover, 1967-1970, Washiagfton, D. C, 1971,} 1.3. Модели радиационного равновесия 15 альбедо с осредиенным альбедо демонстрирует влияние облачности. Например, большая часть океана в пределах 40° от экватора имеет минимальное альбедо меньше чем 0,1, а среднее альбедо находится обычно между 0,15 и 0,3. Из этих цифр ясно, что факторы, которые определяют альбедо, очень важны для определения энергетического баланса Земли. 1.3. МОДЕЛИ РАДИАЦИОННОГО РАВНОВЕСИЯ Так как источником энергии в системе океан - атмосфера служит солнечная радиация, то важно знать, как на эту радиацию влияют атмосфера и океан. Детальное обсуждение можно найти, например, в книгах [267], [411], [610]. Здесь будут обсуждены лишь самые основные моменты. Прежде всего рассмотрим равновесие, которое бы установилось, если бы Земля не имела жидкой оболочки*). Поверхность отражала бы часть приходящей раднацни и поглощала бы остальную. Поглощенная энергия будет вызывать нагревание иовсрхности до тех нор, пока ее излучение в мировое пространство не станет равно поглощаемой энергии. Когда температура поверхности достигнет величины Т, то количество энергии Е, излучаемой в единицу времени, будет определяться законом Стефана ЕаТ\ (1.3.1) (г = 5,7Х 10 ® Вт- м .К~ (1.3.2) Для радиации, фактически поглощаемой Землей (см. рис. 1.1), такое равновесие наступит, когда температура на экваторе достигнет 270 К, на Южном полюсе 150 К. и иа Северном полюсе 170 К, Фактически поверхность Земли значительно теплее, а контраст температур между экватором и полюсом намного меньше. Отличие от наблюдаемой температуры поверхности обусловлено существованием жидкой оболочки Земли. Последняя может повлиять на достижение равновесия двумя путями. Во-первых, радиация может поглощаться самой атмосферой. Во-вторых, атмосфера и океан могут переносить тепло от одной области к другой, влияя тем самым иа баланс энергии. В этом разделе первый эффект будет рассматриваться изолировано от второго. В последующих разделах будет обсуждено влияние движения атмосферы и океана на равновесие. Это движение составляют ветры, океанические течения и другие явления, которые будут главной темой этой книги. Радиационное равновесие, которое будет исследоваться в отсутствие движения, было вычислено Мёллером и Манабе [554] Имеется в виду отсутствие атмосферы и океана. - Прим. перев. |
© 2011 - 2024 www.taginvest.ru
Копирование материалов запрещено |