Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

материалах непосредственных актинометрических наблюдений, про­ веденных при плавании в северной части Индийского океана в зим­ ний сезон, и приводимых в Атласе теплового баланса. По данным Атласа для декабря месячные суммы тепла для указанного района составляют 12—14 ккал/см2 • мес., тогда как по нашим расчетам они равны 13—15 ккал/см2 - мес.

Приведенные примеры свидетельствуют о необходимости про­ ведения массовых и систематических актинометрических наблюде­ ний в океанах.

Суммарная радиация, достигшая подстилающей поверхности, испытывает частичное отражение от этой поверхности. Величина отраженной радиации Q0Tp может быть рассчитана по данным наб­ людений за альбедо различных поверхностей.

А л ь б е д о (а) представляет отношение отраженной радиации к падающей на данную поверхность, т. е.

Q o T p

a - lQ+^T

Альбедо суммарной радиации зависит от высоты Солнца и об­ лачности.

С увеличением облачности зависимость альбедо от высоты Сол­ нца уменьшается. Это объясняется тем, что рост облачности умень­ шает прямую солнечную радиацию, альбедо которой в большой

•степени зависит от высоты Солнца, и увеличивает рассеянную ра­ диацию, альбедо которой практически не зависит от высоты Солнца.

Особенно велика зависимость альбедо суммарной радиации от высоты Солнца для поверхности океана. В табл. 41 приведены зна­ чения альбедо поверхности моря в процентах для суммарной ра­ диации по данным различных авторов.

Т а б л и ц а 4 1

Вследствие большой изменчивости альбедо поверхности моря от высоты Солнца при климатических расчетах радиационного ба­ ланса удобнее пользоваться ее осредненными значениями для раз­ личных широт. Эти значения для различных широт северного по­ лушария по месяцам приведены в табл. 42. Эти данные могут быть использованы и при расчетах радиации, поглощаемой поверхно­

410

стью моря, и для южного полушария с учетом соответствующего изменения времени года.

Т а б л и ц а 42

Среднемесячные величины альбедо поверхности океана для различных широт (по Л. И. Зубенок)

Альбедо поверхностей суши в среднем больше, чем водной по­ верхности, но зависимость ее от высоты Солнца меньше. Поэтому при климатических расчетах средние значения альбедо принима­ ются одинаковыми для различных широт и времени года. Эти зна­ чения приведены в табл. 43.

Т а б л и ц а 43

Средние величины альбедо для основных видов естественных поверхностей суши (по Л. И. Зубенок)

В формулу радиационного баланса (10.2) наряду с рассмот­ ренными величинами и суммарной и отраженной радиацией,

411

определяющими коротковолновую часть радиации (с длиной волны менее 3,0 мкм) входит эффективное излучение /, характеризующее длинноволновое излучение подстилающей поверхности и атмосферы (с длиной волны более 3,0 мкм).

Эффективное излучение представляет разность между тепловым излучением подстилающей поверхности и противоизлучением ат­

мосферы.

Собственное излучение всякого тела в пустоте, в том числе под­ стилающей поверхности и атмосферы, в соответствии с законом Стефана—Больцмана равно 5а74 кал/см2 -мин, где Т — абсолют­

лучения данной поверхности от излучения черного тела.

Для большинства естественных поверхностей 5 = 0,85 = 1,00. Таккак излучение подстилающей поверхности происходит не в пустоту, то значительная часть потока длинноволновой радиации, излучае­ мой подстилающей поверхностью, компенсируется противоизлуче­ нием атмосферы, которое главным образом зависит от содержания водяного пара, температуры воздуха и облачности.

Для климатологических расчетов эффективного излучения ис­

где /о — эффективное излучение при безоблачном небе, п — сред­ няя облачность в долях единицы, с — коэффициент, зависящий от физических свойств облаков, среднеширотные значения которого представлены в табл. 44, 81— поправка к эффективному излуче­ нию, определяемая разностью температур подстилающей поверх­ ности и воздуха.

Т а б л п ц а 44

Значения коэффициента с (по М. Е. Берлянду)

Среднемесячные значения эффективного излучения при безоб­ лачном небе /о могут быть рассчитаны в зависимости от темпера­ туры воздуха Та (в абсолютной шкале) и упругости водяного пара е (в миллибарах) по формуле М. Е. Берлянда

412

Для океана температура поверхности воды Ти может бытьвзята по результатам непосредственных наблюдений. Для суши надежных данных по температуре подстилающей поверхности нет. Поэтому величина 81 определяется косвенным путем из уравнения теплового баланса.

Приведенные формулы расчета эффективного излучения могут быть использованы для определения его климатологических вели­ чин. Расчеты эффективного излучения за короткие периоды тре­ буют уточнения значений коэффициента с для различных форм об­ лачности, учета вертикальных градиентов температуры и влажно­ сти воздуха.

Величины радиационного баланса (по Будыко и др.) даны в приложении 18.

Турбулентный 1теплообмен подстилающей поверхности с атмос­ ферой. Вследствие отсутствия прямых измерений теплообмена подстилающей поверхности с атмосферой он определяется косвен­ ным методом по данным наблюдений над температурой подсти­ лающей поверхности и ветром.

Дифференциальная формула вертикального турбулентного по­ тока тепла в приземном слое воздуха имеет вид

где k — коэффициент турбулентного обмена; -Д—---- вертикальный

градиент температуры воздуха. Остальные обозначения прежние. Если принять температуру воздуха на уровне подстилающей по­ верхности равной Г„, а на высоте z равной Та, то после интегриро­

вания уравнения (9.21) по вертикали от 0 до г получим

1 В. С. Самойленко называет такого рода обмен контактным.

413