Радиационный баланс и методы его расчета

Радиационный баланс и
методы его расчета
Климатоформирующие факторы:
• Солнечная радиация
Инсоляция –на верхней
границе атмосферы
1. Прямая радиация –
радиация на поверхности
земли поступающая
непосредственно от
солнечного диска
2. Рассеяная радиация в
атмосфере
3. Отраженная радиация:
1. От поверхности земли;
2. в атмосфере от газов и
аэрозолей,
3. облаков
4. Поглощенная радиация:
1.поверхностью земли
(прямая +рассеянная)
2. Газами воздуха
3. Аэрозолями
4. Облаками
•
солнечная радиация
Суммарная радиация и коротковолновый баланс (КВ)
Суммарная радиация
Совокупность прямой S’ и рассеянной
солнечной радиации D, поступающей в
естественных условиях на
горизонтальную земную поверхность.
Q = S' + D
КВ баланс радиации –
это суммарная радиация минус
отраженная
B=S' +D – R,
а R=Q*A
В=Q(1-A)
длинноволновым балансом радиации
или эффективным излучением
называют разность между
собственным излучением земной
поверхности и встречным излучением
атмосферы
Еэф = Ез - Еа
Радиационный баланс земной
поверхности
Это разность между поглощенной
радиацией (суммарная радиация
минус отраженная) и эффективным
излучением (излучение земной
поверхности минус встречное
излучение)
B=S’ +D – R - (Eз – Еа)
В=Q(1-A)-Eэф
Суточный ход составляющих радиационного
баланса подстилающей поверхности при
безоблачном небе
В т/м
1000
2
суточный ход составляющих радиационного баланса
I
800
S
D
600
Q
400
Eэф
R
200
0
-12 -10 -8 -6 -4 -2
-200
1) Q (суммарная рад.) меньше
инсоляции I, но больше
прямой радиации S
2) Рассеянная радиация D от
0 до 50 Вт/м2, т.е невелика
при без облачном небе
0
2
местное время, ч
4
6
8 10 12
3) Eэф постоянно в течение
суток
4) Рад. Баланс. R переходит
от отрицательных
значений на восходе и
ночью отрицателен
Географическое
распределение
радиационного баланса
• Географическая широта определяет
зональность в распределении элементов
климата.
• Солнечная радиация поступает на верхнюю
границу атмосферы в зависимости от
географической широты, которая определяет
полуденную высоту Солнца и
продолжительность облучения.
• Поглощенная радиация распределяется
сложнее, так как зависит от облачности,
альбедо земной поверхности, степени
прозрачности воздуха.
Зональность в распределении
метеорологических элементов
• Зональность лежит и в основе
распределения температуры воздуха,
которое зависит не только от
поглощенной радиации, но и от
циркуляционных условий.
• Зональность в распределении
температуры приводит к зональности
других метеорологических величин
климата.
Пространственное распределение
суммарной радиации
Годовые значения суммарной радиации
•
•
•
•
•
в тропиках и субтропиках более 140 ккал/см2. Наибольшие в субтропических
пустынях,
в северной Африке до 220 ккал/см2.
На экваторе (тропические леса) с большой облачностью (над бассейнами
Амазонки и Конго, над Индонезией) меньше- 100—120 ккал/см2.
В умеренных широтах суммарная радиация убывает до 60-80 ккал/см2 на 60° с.ш.
затем растет- мало в северном полушарии, но весьма значительно над
малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 130
ккал/см2, т. е. величин, близких к тропическим и превышающих экваториальные.
ЗИМА
В декабре наибольшие суммы радиации до 22 ккал/см2 в пустынях южного
полушария. Но в облачных районах у экватора они снижены до 8— 12
ккал/см2.
В зимнем северном полушарии радиация быстро убывает на север; к северу
от 50 с.ш.- менее 2 ккал/см2 и севернее полярного круга =0.
В летнем южном полушарии она убывает к югу до 10 ккал/см2 и ниже в
широтах 50—60°. Но затем она растет —до 20 ккал/см2 у берегов Антарктиды
и свыше 30 ккал/см2 внутри Антарктиды, где она, таким образом, больше,
чем летом в тропиках.
Зимой радиация быстро убывает на север;
к северу от 50ºс.ш. Q менее 2 ккал/см2 и
несколько севернее полярного круга равна 0.
ЛЕТО
В июне наивысшие суммы радиации, свыше 22 ккал/см2, над северовосточной Африкой, Аравией, Иранским нагорьем. До 20 ккал/см2 и выше
они в Средней Азии;
В облачных приэкваториальных областях как и в декабре, снижены до 12
ккал/см2.
В летнем северном полушарии суммы радиации убывают от субтропиков к
северу медленно, а севернее 50° с. ш. возрастают, достигая 20 ккал/см2 и
более в Арктическом бассейне.
В зимнем южном полушарии убывают до 0 за южным полярным кругом.
Летом севернее 50° с. ш. Q возрастают, достигая
20 ккал/см2 и более в Арктическом бассейне.
Суммарная радиация
ЗИМА
ГОД
Лето
радиационный баланс является разностью
между суммарной радиацией и эффективным
излучением
•
географическое распределение эффективного излучения:
ГОД:
Вблизи экватора, при большой влажности и облачности, эффективное
излучение около 30 ккал/см2 в год на суше, как и на море.
В направлении к высоким широтам оно растет, достигая под 60
параллелью примерно 40—50 ккал/см2 в год над океанами.
На суше оно больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких
тропических пустынях, где достигает 80 ккал/см2 в год. (Почему?)
Эффективное излучение земной поверхности распределяется по
Земному шару более равномерно, чем суммарная радиация, т.к. более
низкие широты более нагреты и имеют большую температуру земной
поверхности, чем высокие, т. е. растет собственное излучение земной
поверхности; но одновременно растет и встречное излучение
вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его
температуры.
Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком
велики.
Радиационный баланс земной
поверхности за год
• Больше 0 везде, кроме ледяных плато Гренландии и
Антарктиды.
• Это значит, что годовой приток поглощенной радиации больше,
чем эффективное излучение за то же время.
Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года
становится все теплее:
превышение поглощенной радиации над излучением земной
поверхности уравновешивается передачей тепла от земной
поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых
преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и
последующей конденсации в атмосфере).
Т. о., хотя для земной поверхности не существует равновесия в
получении и отдаче радиации, но существует тепловое
равновесие: приток тепла к земной поверхности как
радиационными, так и нерадиационными путями равен его
отдаче теми же способами.
Радиационный баланс Земли равен нулю,
а для широтных зон, отдельных территорий м. б. не
равен 0
Тропики - больше 0, т.к. от Солнца получают больше, чем теряют
эффективным излучением и отражением.
В полярных широтах меньше 0 , т.к. излучается больше, чем приходит от
Солнца.
Избыток энергии в тропиках – источник энергии атмосферных процессов
Радиационный баланс земной поверхности, год (в ккал/см2 год).
На 60-й параллели в обоих полушариях B= 20 ккал/см2
К высоким широтам уменьшается и на Антарктиде отрицателен: до —10 ккал/см2.
Между 40° с. ш. и 40° ю. ш. годовые величины баланса свыше 60 ккал/см2,
между 20° с. ш. и 20° ю. ш. — свыше 100 ккал/см2.
На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, так как океаны поглощают радиацию
больше (КВ баланс значительно больше ДВ).
Существенные отклонения от зонального распределения имеются еще в пустынях, где баланс понижен (в
Сахаре, например, до 60 ккал/см2) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном
воздухе.
Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года
облачность увеличена и поглощенная радиация уменьшена по сравнению с другими районами под той же
широтой.
В декабре радиационный баланс отрицателен в значительной части
зимнего северного полушария: нулевая изолиния проходит немного
южнее 40° с. ш. К северу от этой широты баланс становится
отрицательным и в Арктике достигает —4 ккал/см2 и ниже.
Южнее 40° с. ш. он возрастает до 10— 14 ккал/см2 на южном тропике,
откуда убывает до 4—5 ккал/см2 в прибрежных районах Антарктиды.
В июне в северном полушарии положителен.
60—65° с. ш. больше 8 ккал/см2.
С уменьшением широты он возрастает, но медленно. По обе стороны от
северного тропика он достигает максимума: 12—14 ккал/см2
На юге Аравийского п-ва 16 ккал/см2 и выше.
Баланс остается положительным до 40° ю. ш.
Южнее он переходит к отрицательным значениям и у берегов Антарктиды
снижается до -1-2 ккал/см2.
МЕТОДИКА ОПРЕДЕЛЕНИЯ СОСТАВЛЯЮЩИХ
радиационного БАЛАНСА
1) Коротковолновая радиация на континентах
1.1. Суммарная радиация
Приход суммарной солнечной радиации к поверхности Земли
зависит от широты места, склонения солнца, состояния
атмосферы (прозрачность, облачность) и характера
подстилающей поверхности (альбедо).
В настоящее время накоплен большой объем данных наблюдений за
суммарной радиацией, хотя имеются еще районы, где число
актинометрических станций невелико, в связи с чем для получения
необходимой информации необходимо использовать косвенные
методы расчета суммарной радиации.
Эти методы основаны на полуэмпирических зависимостях,
позволяющих по материалам сетевых измерений основных
метеорологических элементов рассчитать величины солнечной
радиации.
Актинометрическая сеть
России составляет 186 станций, обеспечивающих
получение информации об основных составляющих
радиационного баланса на подстилающей
поверхности.
Программа работы пунктов наблюдений разделяется
на полную и сокращенную.
Полная программа
предполагает выполнение измерений пяти
основных составляющих радиационного баланса:
прямой, рассеянной, суммарной, отраженной радиации
и радиационного баланса
(средние за каждый час суток или мгновенные
значения с дискретностью 3 ч).
Сокращенная
программа предполагает выполнение измерений
суточных сумм одного элемента суммарной радиации.
Сеть актинометрических станций Росгидромет
По полной программе 115 пунктов,
а по сокращенной — 71 пункт наблюдений.
Т.К. число актинометрических станций
невелико, то для получения необходимой
информации необходимо использовать
косвенные методы расчета суммарной
радиации.
Эти методы основаны на полуэмпирических
зависимостях, позволяющих по материалам
сетевых измерений основных
метеорологических элементов рассчитать
величины солнечной радиации.
Формулы для определения суммарной
радиации Q, полученные на основании
обработки данных наблюдений, обычно
выражают зависимость ее от значений
солнечной радиации поступающей либо
к верхней границе атмосферы (Qa),
либо к поверхности земли при условии
безоблачного неба (Qo), а также от
количества облачности n или
продолжительности солнечного сияния.
• В исследованиях Онгстрема, Кимбалла,
Савинова и Берлянд были предложены
эмпирические формулы связи между
суммарной радиацией и количеством
облаков.
• Эта связь описывается с достаточной
точностью зависимостью типа
Q=Qo[1-(a+bn)n]
Где а и в – безразмерные коэффициенты.
• При этом были найдены средние значения
коэффициента а для различных широт и
показано, что коэффициент в можно принять
постоянным.
• Приведенная формула была использована
при расчете исходных данных, положенных в
основу составления мировых месячных карт
суммарной солнечной радиации для Атласа
Антарктики и др.
• Для использования данной зависимости необходимо получение
достаточно надежных значений суммарной солнечной радиации
при условии безоблачного неба Qo.
• Эта величина была найдена по методу, предложенному В. Н.
Украинцевым.
• Для получения широтного хода средних месячных значений Qo
были использованы материалы 70 станций, расположенных на
суше преимущественно во внетропических широтах земного
шара.
• Для уточнения полученной ранее зависимости возможной
суммарной радиации при безоблачном небе от широты были
использованы ежедневные данные 190 пунктов, равномерно
распределенных по континентам. В табл. приводятся
уточненные средние месячные значения возможной суммарной
радиации для различных широт северного и южного полушарий.
В табл. приводятся средние месячные значения возможной
суммарной радиации для различных широт северного и южного
полушарий при условии безоблачного неба Qo ккал/(см2. мес) .
широт
а
1
2
3
4
5
6
7
8
9
90 С
О
О
0,3
10,0
20,8
25,8
24,2
14,0
2,4
80
О
О
2,4
10,4
20,4
24,9
22,6
14,2
4,6
0,5
70
0,03
1,4
5,7
12,6
19,5
22,8
21,2-
14,7
7,5
2,7
0,3
10
11
12
О
О
О
О
О
О
60
1,8
4,3
9,4
14,9
19,8
22,2
21,0
16,2-
10,9
6,1
2,4
1,1
50
4,8
7,6
12,8
17,3
20,9
22,6
21,8
18,2
14,0
9,7
5,5
4,0
40
8,2
11,2
15,6
19,4
22,0
23,1
22,4
20,1
16,4
12,8
8,8
7,3
30
11,5
14,0
17,6
20,5
22,2
22,8
22,4
20,9
18,3
15,2
12,2
10,6
20
14,6
16,6
19,1
20,8
21,6
21,8
21,7
,20,9
19,4
17,4
15,2
13,9
10
17,2
18,6
20,2
20,7
20,2
19,9
20,1
20,5
20,2
19,1
17,6
16,7
19,4
20,1
20,7
20,0
18,7
18,0
18,2
19,5
20,2
20,4
19,7
19,1
10 Ю
21,2
,20,9
20,6
18,6
16,6
15,6
16,0
17,7
19,7
20,9
21,3
21,2
20
22,4
21,3
19,8
16,7
14,2
12,8
13,5
15,6
18,7
20,6
22,2
,22,6
30
23,1
21,0
18,2
14,2
11,2
9,8
10,3
13,1
17,0
19,9
22,5
23,8
40
23,5
20,2
16,0
11,7
8,3
6,6
7,4
10,1
14,5
18,4
2.2,3
24,6
50
23,3
18,9
13,7
8,8
5,3
3,6
4,2
6,8
11,7
16,6
21,8
24,7
60
23,1
17,0
10,7
5,6
2,4
1,0
1,6
3,8
8,5
14,1
20,9
24,3
70
23,4
15,1
7,3
2,2
0,2
1,0
4,9
11,6
21,3
,25,7
80
24,4
14,3
4,8
0,1
90
25,,2
14,1
3,0
0
0
О
I
0
О
О
О
О
О
2,0
9,7
21,9
27,4
0
О
О
0,3
8,8
22,2
28,0
Для определения поглощенной
солнечной радиации R необходимо
располагать данными об
отражательной способности (альбедо
A=R/Q) различных естественных
поверхностей земли.
Альбедо естественных
поверхностей
• в случае влажного чернозема оно снижается до 5%,
а в случае сухого светлого песка может повышаться
до 40%.
• С возрастанием влажности почвы альбедо
снижается.
• Альбедо растительного покрова — леса, луга, поля
— заключается в пределах 10—25%.
• Для свежевыпавшего снега альбедо 80—90%, для
давно лежащего снега — около 50% и ниже.
• Альбедо гладкой водной поверхности для прямой
радиации меняется от нескольких процентов при
высоком солнце до 70% при низком солнце.
Карта альбедо Земли
Годовой ход А. зависит от изменений
характера подстилающей поверхности. На
метеоплощадке измеряется с помощью
альбедометра, располагаемых на высоте 1—
2 м над земной поверхностью, позволяют
определить альбедо небольших участков.
Величины альбедо участков большой
протяженности, используемые при расчетах
радиационного баланса, определяются с
самолета или со спутника.
Термоэлектрический пиранометр П-З×З, М-80М
для измерения суммарной Q и рассеянной D
радиации на горизонтальную поверхность.
Пиранометр М-80М имеет устройство для
опрокидывания стойки прибора приемником вниз,
что позволяет измерять интенсивность
отраженной радиации R, необходимой для
расчета альбедо подстилающей поверхности.
Термоэлектрические альбедометры
измеряют интенсивность
суммарной,
рассеянной и отраженной радиации.
Используя данные этих измерений, можно
определить альбедо по формуле:
А = R/Q × 100,
а также рассчитать интенсивность
прямой солнечной радиации на
горизонтальную поверхность (S').
у стойчивый снежный покров в высоких широтах (более 60) 0,80
Устойчивый снежный покров в умеренных широтах (менее
60)
0,70
Лес при устойчивом снежном покров е
0,45
Неустойчивый снежный покров весной.
0,38
Лес при неустойчивом снежном покрове веснои
0,25
Неустойчивый снежный покров осенью
0,50
Лес при неустойчивом снежном покров е осенью
0,30
Степь и лес в период между сходом снежного покрова и
0,13
переходом средней суточной температуры воздуха через 10
Тундра в период без снежного покрова
0,18
Степь, лиственный лес в период от весеннего перехода
температур через 10 до появления снежного покрова
0,18.
Хвойный лес в период от весеннего перехода температур
0,14
через 100 до появления снежного покрова
Леса, сбрасывающие листву в сухое время года, саванны
0,24
и полупустыни в засушливый период
Леса. сбрасывающие листву. саванны и полупустыни во
0,18
влажное время года
Пустыня
0,28
Эффективное излучение поверхности суши
Для определения радиационного баланса земной поверхности,
представляющего собой разность между поглощенной коротковолновой
солнечной
радиацией и эффективным излучением,
ЗНАЕМ:
кроме материалов по суммарной солнечной радиации Q и об альбедо А,
НЕ ЗНАЕМ:
необходимы данные по эффективному излучению
Еэф,
представляющему разность между
длинноволновым излучением
подстилающей поверхности и
поглощенной частью встречного
излучения атмосферы.
Ввиду отсутствия массовых наблюдений над потоками
длинноволновой радиации на станциях мировой актинометрической
сети для определения эффективного излучения применяются
теоретические и полуэмпирические расчетные методы,
учитывающие зависимость эффективного излучения от температуры
излучающей поверхности, температуры и влажности воздуха и
облачности.
При определении величин радиационного баланса для расчета
эффективного излучения применяется метод, разработанный в
Главной геофизической обсерватории и уточненный по материалам
наблюдений актинометрических станций СССР.
• По имеющимся материалам наблюдений (в
основном актинометрических станций
Советского Союза) значения эффективного
излучения определяются как разность
коротковолнового и полного радиационного
балансов и, следовательно, включают в себя
погрешности измерений этих элементов.
• По оценке Ю. Д. Янишевского, величина
систематической погрешности
термоэлектрических балансомеров при
измерении длинноволновой радиации
составляет около 8-10%.
формула для расчета средних многолетних
сумм эффективного излучения имеет вид
Еэф= sσT4(11,4-0,23е)(1-сn)+∆Е
• где
Т, е, n - средние месячные значения температуры воздуха (К), упругости
водяного пара (мб) и общей облачности (доли единицы);
с - коэффициент, учитывающий влияние облачности на излучение;
s - интегральная излучательная способность поверхности суши, равная
0,95;
σ - постоянная СтефанаБольцмана (кал/ (см2• мин· К4)
∆Е - поправка к эффективному излучению, пропорциональная разности
температур между подстилающей поверхностью (Tw) и воздухом (T),
определяемая по методу теплового баланса
Радиационный баланс
B=Q(1-A)-Eэф