73904 SNC03731

'„V

'„V

*>U:    IłI

L \1

⁽IV/y_u, "ś

kjj%j

S>3

iii-,... *tou3

wsg

'SW

k

l«4C

Woalem, 19%) i

Hotel depta M fiwnik praptjĘ połowę mnie# odnczeznaim ana inaolacfji luje południM

ła, w któiyni| lnic więks/ż* nie istnieje | lalomiast 20*

jp *ię ustawicznie w zależności od aktualnych zasobóy/    _y...    _w

pochłaniania energii promieniowania słonecznego na łarfa< h rr/(//^ - , y (tymi cechami. Przede wszystkim albedo powierzchni lądowy^    , w^yz- v< y

bćda wody. Duża jest też jego zmienność przestrzenna ,    ł fK+/»+ , ftw r <.;*■■■

»/«odznaczają się z reguły mniejszym albedem, np. różnie*    ^y

|()%, las ma albedo mniejsze jeszcze około 5% (fłiidyko, {///'> ?*****/*»/    »'

|>eda następuje przy pojawieniu się pokrywy śnieżnej, ^rńeg    .

półkuli północnej, przyczynia się do powiększenia i tak dtrźyc b sez/rM/r/-'? /**#»# *~m peratury, wynikających z właściwości cieplnych podłoża Mm/far/ na

Energia promieniowania słonecznego, absorbowana podczas sfo'k-i* we/szzrż^/zż-nie suchego piasku powoduje wzrost temperatury o 33°C na gtębok&k » i 't*-. ni rt kl 3 cm i tylko o I°C na głębokości 30 cm. Taka sama energia pyMbr-ąf* // v-///a///•''' warstwie wody spowodowałaby jej ogrzanie o ułamek stopnia, a ta    r"s>i

rozkładałyby się bardziej równomiernie w grubszej warstwie. Ląd naty-ihrr.iasz y>/#/*,/.?*■ przyziemnym warstwom powietrza, ich ogrzewanie się ułatwia rOrtuk-r/. Ar,-,    y/**n,

rl/enia ciepła w atmosferze oraz stosunkowo niewielka pojemno# ćiepfrra czy/>;arz/a V/ ‘/r/**-nia I m^J powietrza o 1 °C potrzeba ok. 1,2 • 10³ J, tj. 2000 razy mniej niż do- o^/ar ia '■**'*■> objętości wody (wg White'a i in. 1992).

Na terenach pokrytych wysoką i gęstą szatą roślinną do powief//>n* /#>*** 4&&sf& zaledwie 10% promieniowania bezpośredniego. Pozostała część ene/gn pf* *W**M'&-nia ulega odbiciu, rozproszeniu i pochłonięciu przez rośliny. W re/.»|fac>-. & roślinnością nagrzewa się wskutek absorpcji promieniowania    pro

mieniowania długofalowego, emitowanego przez rośliny. To ostatnie &&$/*&&& y-M także po zachodzie słońca i przyczynia się do ograniczenia strat bdarzyor/oh wania w porze nocnej, a do pewnego stopnia także w sezonie zrrrw/wym/f** wedfcaoi/zo przypomina trochę rozchodzenie się ciepła w środowisku wodnym ) p&fk&tifc .** 'tom przyczynia się do zmniejszenia dobowych, a w mniejszym sierpniu także r/,/4>i‘2> wataró tcmperatuiy powietrza.

Saldo bilansu radiacyjnego na lądach, nawet w strefach o bardzo do/ej mseHaep, jest mniejsze niż na oceanie (tab. 9.5). Poza albedem, przyczynia się do <ef<# sl wysoka zdolność emisyjna powierzchni gruntu, a przede wszystk*m 'łoże pr'/m»*riMow»^ nic efektywne powierzchni czynnej, uwarunkowane na ogół niewiełza ».ątfHm&tią almosfeiy nad lądami i małym zachmurzeniem. Nawet najcieplejsze (Aw/Jsfy iąd<rwe na Ziemi, położone w strefie okołozwrotnikowej, mają stosunkowo r»K>" ‘ dodatni* saldo promieniowania. Podobnie zresztą, choć z innych ptrwodów, ksżtamtjc s*ę btUtm radiacyjny w najzimniejszych rejonach Antarktydy. Rekordowo n>temperatury (minima ok. -90°C) występują w warunkach ujemnego, ale Mnr- z/. /e»u ialaoso promieniowania. W skrajnie niskich temperaturach na bilans składa srę łylfeśż /rukoMm promieniowanie efektywne podłoża. Na obszarach pokrytych trwałą pokrywą lodową i śniegiem także w ciągu sezonu letniego bilans radiacyjny ma saldo bł tafcie zera, gdyż wskutek wysokiego albeda absorpcja promieniowania słtmecznego ł**t mewi*łka. Wzrosty temperatury są wywoływane przeważnie przez atłwckcję dftrfH*i*zych 0*0* {*>-

205