Bilans radiacyjny atmosfery
Bilans promieniowania uwzględnia transformację i zachowanie energii promieniowania słonecznego podczas interakcji z atmosferą i powierzchnią pod spodem, własne promieniowanie atmosfery i powierzchni pod spodem.
Bilans promieniowania powierzchni bazowej (na dolnej granicy atmosfery), atmosfery i układu Ziemia-atmosfera (na górnej granicy atmosfery) jest ostateczną cechą wszystkich procesów radiacyjnych. Oznacza to procesy związane z wejściem, wyjściem i interakcją promieniowania optycznego z różnymi składnikami atmosfery i Ziemi.
Dla bilansu promieniowania powierzchni bazowej R n równanie ma postać
gdzie i to strumienie (lub sumy w okresie czasu) przychodzącego promieniowania bezpośredniego i rozproszonego; E 3 i E a - przepływy (lub ilości) przeciwpromieniowania powierzchni ziemi i atmosfery; % albedo powierzchni bazowej.
Rolę poszczególnych komponentów widać na rysunku przedstawiającym wyniki obserwacji na obszarze pustynnym w pobliżu Taszkentu (42°N, wrzesień).
Dobowe zmiany składników bilansu promieniowania podłoża: 1 – promieniowanie bezpośrednie; 2 – bilans promieniowania; 3 – promieniowanie rozproszone; 4 – promieniowanie odbite; 5 – promieniowanie z powierzchni bazowej.
Dodatni bilans R n w ciągu dnia i ujemny bilans w nocy są typowe dla wszystkich części globu latem. Zimą na północy i częściowo w umiarkowanych szerokościach geograficznych bilans promieniowania pozostaje przez całą dobę ujemny. Strefa ta obejmuje szerokości geograficzne, na których w południe Słońce wschodzi nie powyżej 11°; te. w grudniu granica strefy leży na 56°, w styczniu - 58°, w lutym - 66 ○ szerokości geograficznej północnej.
Cykl roczny charakteryzuje się wyraźną zależnością równoleżnikową ze względu na dużą wysokość Słońca. W strefie od 40°N. do 40°S miesięczne wartości bilansu promieniowania na lądzie i morzu są zawsze dodatnie z maksimum w lipcu. Na wyższych szerokościach geograficznych i zimą bilans promieniowania staje się ujemny, osiągając minimum w grudniu. Według obliczeń M.I. Budyko (1956), średnio-
Roczna wartość bilansu promieniowania powierzchni ziemi jest na ogół dodatnia i wynosi 68 kcal/cm 2 -rok (90 W/m 2).
Zachmurzenie zmienia nie tylko składnik wejściowy bilansu promieniowania (promieniowanie bezpośrednie i rozproszone), ale także składnik wyjściowy (promieniowanie powierzchni bazowej i promieniowanie odbite). W rezultacie wzrost zachmurzenia pociąga za sobą zmniejszenie wartości dodatnich w ciągu dnia, a zmniejszenie wartości ujemnych w nocy.
Wzrost zmętnienia z 3 do 8 punktów zmniejsza wartość o 20%.
Wzrost albedo z 10 do 80% (śnieg) zmniejsza tę wartość trzykrotnie.
Dla bilansu radiacyjnego atmosfery równanie różni się od poprzedniego (dla ) i ma postać
Przepływy przeciwpromieniowania z powierzchni Ziemi i atmosfery
stanowią obecnie kredytową stronę bilansu. Ilość to część promieniowania bezpośredniego i rozproszonego pochłoniętego przez atmosferę (przychodzącego). Wartość oznacza promieniowanie atmosfery i znajdującej się pod nią powierzchni uciekające w przestrzeń kosmiczną. Stanowi część wydatkową bilansu promieniowania atmosferycznego. Nie wszystkie elementy można zmierzyć bezpośrednio. Dlatego wartość uzyskuje się poprzez obliczenia.
Bilans promieniowania układu Ziemia-atmosfera jest określony przez sumę
.
Wartość dla poszczególnych regionów może być dodatnia lub ujemna, ale dla globu jako całości jest bliska zeru. Wyjaśnia to fakt, że reżim termiczny globu jako całości utrzymuje stan zbliżony do stacjonarnego.
W rezultacie dodatnie saldo średnioroczne powierzchni bazowej = 90 W/m 2 jest równoważone przez ujemne saldo średnioroczne o tej samej wartości.
Wykres średniorocznego rozkładu strumienia przychodzącego promieniowania słonecznego oraz udziałów strumieni pochłoniętych, rozproszonych, odbitych i wychodzących promieniowania krótkofalowego przedstawiono na rysunku według obliczeń Schneidera i Denista (1975)
Średni roczny rozkład przepływu przyjmuje się jako 100 jednostek konwencjonalnych.
Z przedstawionego rozkładu przepływu wynika:
1. Przez atmosferę przeszło 41 jednostek promieniowania bezpośredniego, a 39 jednostek zostało rozproszonych (na granicy stratosfery i troposfery).
2. 17 jednostek bezpośredniego promieniowania słonecznego zostało rozproszonych przez cząsteczki i aerozol, 22 jednostki zostały pochłonięte przez hydrosferę, a 2 zostały odbite (poszły w górę). Razem 41 jednostek;
3. 39 jednostek rozproszonych podzielono w ten sposób: 19 jednostek zostało rozproszonych w górę przez chmury, 5 jednostek zostało wchłoniętych przez chmury, z pozostałych 15 jednostek, 14,5 zostało wchłonięte w hydrosferze, 0,5 zostało odbite i poszło w górę;
4. z 17 jednostek rozproszonych przez cząsteczki i aerozol, 6 jednostek wzrosło w wyniku rozproszenia wstecznego przez aerozol, 10,5 jednostki zostało pochłonięte przez hydrosferę, a 0,5 jednostki zostało odbite (te 0,5 jednostki i poprzednie 15 jednostek wynosiło 1 jednostkę odbitego promieniowania ) ;
5. łącznie opuściło system 19+6+1+2=28 jednostek;
6. a więc: 47 jednostek zostało pochłoniętych przez wodę, 5 jednostek przez chmury, 3 jednostki przez ozon w stratosferze, 17 jednostek przez wodę i pył w troposferze, co daje łącznie 72 jednostki;
7. Tych 72 jednostek brakuje właśnie w wychodzącym promieniowaniu, jest ich 28;
Jeśli teraz uwzględnimy na tym diagramie przepływ wychodzącego promieniowania długofalowego (brakujące 72 jednostki konwencjonalne), otrzymamy diagram globalnego bilansu radiacyjnego Ziemi jako planety.
Jak widać na wykresie, średni roczny strumień wychodzącego promieniowania krótkofalowego poza atmosferę składa się głównie z tego odbitego przez chmury (19 jednostek). W mniejszym stopniu strumienie są rozpraszane wstecznie przez aerozol atmosferyczny (6 jednostek) i odbijane przez znajdującą się pod nimi powierzchnię (3 jednostki).
Strefowy rozkład bilansu promieniowania Ziemi jest obecnie mierzony z zadowalającą dokładnością za pomocą sztucznych satelitów Ziemi. Z danych tych wynika, że przy dodatnich wartościach średniorocznych w strefie równikowej nad oceanami są one systematycznie wyższe niż nad lądem.
Regionalne cechy bilansu radiacyjnego powierzchni Ziemi, atmosfery i Ziemi jako całości polegają na ich dużej zmienności czasoprzestrzennej, spowodowanej znacznymi zmianami składników. Dlatego też regionalny monitoring tych ostatnich okazuje się niezwykle istotny dla interpretacji zmian klimatycznych w poszczególnych regionach i na całej planecie.
