Альбедо Земли Процентное отношение солнечной радиации, отданной земным шаром (вместе с атмосферой) обратно в мировое пространство, к солнечной радиации, поступившей на границу атмосферы. Отдача солнечной радиации Землей слагается из отражения от земной поверхности, рассеяния прямой радиации атмосферой в мировое пространство (обратного рассеяния) и отражения от верхней поверхности облаков. А. 3. в видимой части спектра (визуальное)-около 40%. Для интегрального потока солнечной радиации интегральное (энергетическое) А. 3. около 35%. В отсутствие облаков визуальное А. 3. было бы около 15%.
Излучение земной поверхности - тепловое инфракрасное, не воспринимаемое глазом излучение земной поверхности с длинами волн от 3 до 80 мкм. Поток собственного излучения земной поверхности направлен вверх и почти целиком поглощается атмосферой, нагревая ее. За счет собственного излучения земная поверхность теряет тепло. Атмосфера Земли поглощает земное излучение и снова возвращает большую его часть к Земле (встречное излучение).
Эффективное излучение земной поверхности - разность собственного излучения земной поверхности и поглощенного ею встречного излучения атмосферы.
23.Тепловой баланс земной поверхности
Тепловой баланс земной поверхности - алгебраическая сумма всех видов прихода и расхода тепла на поверхность суши и океана. Характер теплового баланса и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов. Основными составляющими теплового баланса океана являются:
Радиационный баланс;
Затрата тепла на испарение;
Турбулентный теплообмен между поверхностью океана и атмосферой;
Вертикальный турбулентный теплообмен поверхности океана с нижележащими слоями; и
Горизонтальная океаническая адвекция.
24. Теплопроводность почвы. Законы Фурье.
Пористость - порошкообразное измельчение массы - сильно затрудняет проведение тепла в почве, так как прикосновение отдельных частичек ее в высшей степени несовершенно, а лежащий между ними воздух обладает очень слабою теплопроводимостью. Влияние воды на передачу тепла в глубь почвы может быть разъяснена двумя следующими случаями. Во-первых, если почва только влажна, т. е. все водяные частички удерживаются большой капиллярной силой, вследствие чего затрудняется их циркуляция, то вода не может играть заметной роли при распределении теплоты в такой почве. В этом случае влажная почва относительно распределения теплоты по почвенным слоям будет действовать почти как сухая, т. е. как дурной проводник теплоты.
Теплопроводность влажной почвы больше, чем сухой, так как вода до некоторой степени вытесняет частицы воздуха, обладающие наислабейшею способностью проводить теплоту; притом почва теряет и свою пористость. Во-вторых, если почва настолько мокрая, что вода до некоторой степени может циркулировать, то подобная почва при нагревании сверху не передает нагретых водяных частичек в более глубокие горизонты; они находятся уже в положении самом благоприятном - устойчивого равновесия. Но если почва будет охлаждаться сверху, вследствие ли холодного ветра или лучеиспускания в мировое пространство, то охлажденные верхние частички жидкости получат стремление опускаться вниз, на место более теплых и глубже лежащих; вследствие чего охлаждение почвы будет чувствоваться на большей глубине, чем нагревание ее, но именно потому, что при охлаждении почвы участвуют большие массы частичек воды, в ней не обнаруживаются при этом такие крайности, как при противоположном явлении.
Перенос энергии от более нагретых участков тела к менее нагретым в результате теплового движения и взаимодействия составляющих его частиц. Приводит к выравниванию температуры тела. Обычно количество переносимой энергии, определяемое как плотность теплового потока, пропорционально градиенту температуры -закон Фурье.
· Основы актинометрии
АКТИНОМЕТРИЯ - совокупность методов измерения лучистой энергии. К задачам актинометрии относятся исследование прямой солнечной радиации, поглощение и рассеяние ее молекулами атмосферы, различными твердыми и жидкими примесями, а также определение длинноволнового излучения земли и атмосферы.
В основу методов измерения лучистой энергии положен принцип превращения одного вида энергии в другой. При поглощении лучистой энергии солнца зачерненной поверхностью какого-либо приемника происходит переход лучистой энергии в тепловую. Регистрируя выделяющееся при этом количество тепла или повышение температуры приемной поверхности прибора, можно измерить величину потока солнечной радиации, падающего на прямую поверхность. Подобного рода принципы измерения лучистой энергии положены в основу калориметрического метода. Явление фотоэффекта и фотохимические воздействия использованы в фотоэлектрических и фотографических методах измерения.
При А. применяются приборы, в которых поток лучистой энергии определяется разностью температур приемной поверхности и окружающей среды, которая измеряется величиной тока, возникающего в цепи последовательно соединенных термопар. Такого рода приборы являются относительными и нуждаются в градуировке путем сравнения их показаний с показаниями абсолютных приборов.
· Уравнение баланса радиации
Радиационный баланс атмосферы и подстилающей поверхности, сумма прихода и расхода лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой атмосферой и подстилающей поверхностью.
Для атмосферы Радиационный баланс состоит из приходной части - поглощённой прямой и рассеянной солнечной радиации, а также поглощённого длинноволнового (инфракрасного) излучения земной поверхности, и расходной части - потери тепла за счёт длинноволнового излучения атмосферы в направлении к земной поверхности (т. н. противоизлучение атмосферы) и в мировое пространство.
Приходную часть Радиационный баланс подстилающей поверхности составляют: поглощённая подстилающей поверхностью прямая и рассеянная солнечная радиация, а также поглощённое противоизлучение атмосферы; расходная часть состоит из потери тепла подстилающей поверхностью за счёт собственного теплового излучения.
Радиационный баланс является составной частью теплового баланса атмосферы и подстилающей поверхности.
· Эффективное излучение
Разница между собственным излучением тела и встречным излучением атмосферы называется эффективным излучением. Его значение и выражает действительный поток тепла от Земли или воды к атмосфере.
Величина эффективного излучения зависит от ряда факторов:
От температуры почвы или воды: чем она выше, тем больше тело теряет тепла излучением: В жаркий летний день и земля, и вода много излучают тепла в воздух и температура его повышается. Теплый воздух дает большой и встречный поток. Возрастает общий уровень эффективного излучения. Ночью, когда нагревание почвы и воды прекращается, уменьшается и их излучение. Перед утром оно становится совсем незначительным. Соответственно понижается и температура воздуха.
От влажности воздуха: водяной пар улавливает длинноволновое излучение и удерживает тепло. Влажная атмосфера посылает к Земле значительный встречный поток, эффективное излучение уменьшается. По этой причине во влажных климатах и при влажной погоде ночи не бывают так холодны, как в сухую погоду, и в странах с сухим климатом.
От туманов и облаков: капли воды облаков и туманов действуют, как и водяной пар, но в еще большей степени. Ночи при туманной и облачной погоде бывают обычно теплыми.
От близости или удаленности водоемов: водная масса, будучи теплоемкой, дольше, чем суша, удерживает тепло. Увеличением влажности, образованием облаков и туманов водоемы снимают эффективное излучение. По этой причине наибольшая потеря тепла зимой и ночью и, следовательно, резкие колебания ночной и дневной температур свойственны сухим внутриматериковым странам - Центральной и Средней Азии, Восточной Сибири и Антарктиде.
От абсолютной высоты местности: в горах, с уменьшением плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффективное излучение.
От растительности: мощный растительный покров, особенно леса, снижают эффективное излучение. В пустынях оно резко увеличивается.
От характера почво-грунтов: мощные и рыхлые почвы дольше удерживают и больше излучают тепло, каменистые почвы и особенно пески пустынь скорее его теряют и остывают.
· ТЭР климата и ТЭР испарения (ТЭР - теплоэнергетические ресурсы)
ТЭР климата – количество энергии, которое затрачивается на нагревание воздуха, почвы, на фактические затраты тепла на испарения, на таяние почвенного льда.
Энергетической базой природных процессов являются теплоэнергетические ресурсы климата, формирующиеся в результате прихода прямой и рассеянной радиации на земную поверхность и обеспечивающие ее влагообмен с приземной атмосферой.
В формировании теплоэнергетических ресурсов климата участвуют: R + - положительная составляющая радиационного баланса - разность между поглощенной коротковолновой (прямой и рассеянной) радиацией Солнца и балансом длинноволнового излучения в дневные и частично в сумеречные часы суток; Р + - положительная составляющая турбулентного теплообмена - часть адвективного тепла, приносимого,в связи с циркуляцией атмосферного воздуха.
ТЭР испарения – это количеств энергии, которое затрачивается на все виды испарения: с водной поверхности, с поверхности суши, транспирации.
Вопрос. Атмосферные осадки
Осадками называют воду, выпадающую в жидком или твердом состоянии на поверхность земного шара и наземные предметы из облаков или из воздуха, вследствие конденсации содержащегося в нем водяного пара.Осадки в зависимости от фазового состояния разделяются на: твердые (снег, град, снежная крупа, гололед, иней), жидкие (дождь), смешанные (снег с дождем, мокрый снег).Осадки характеризуются тремя параметрами: количеством, интенсивностью и продолжительностью их выпадения.Количество осадков измеряется толщиной слоя воды в мм, который образовался бы на горизонтальной поверхности от выпавших осадков при отсутствии просачивания в землю, стекания и испарения.
1 Мм осадков = 10 т воды на 1 га.
Интенсивность осадков измеряют в миллиметрах в минуту (мм/мин) или в час (мм/ч).
Продолжительность выпадения осадков измеряют в часах или в минутах от начала до окончания их выпадения.
Осадки выпадающие их облаков делятся на 3 типа:
Обложные (нижний ярус, слоистые облака).
Моросящие (нижний ярус, слоистые облака).
Ливневые (кучевые облака вертикального развития).
Наблюдения за осадками включают: 1. визуальные – вид осадков, их интенсивность, время начала и конца выпадения 2. измерение количества осадков с помощью приборов – осадкомера и дождемера Третьякова, полевого дождемера Давитая, плювиографа, суммарного осадкомера, напочвенного осадкомера.
Разница между собственным излучением тела и встречным излучением атмосферы называется эффективным излучением. Его значение и выражает действительный поток тепла от Земли или воды к атмосфере. В отдельных случаях может быть поток тепла и от атмосферы к Земле, например, при поступлении морского теплого воздуха на холодную материковую поверхность зимой.
Встречное излучение показывает роль атмосферы в тепловом режиме географической оболочки.
Молекулы газов воздуха практически свободно пропускают коротковолновые солнечные лучи. На земной поверхности лучистая энергия превращается в длинноволновую тепловую. Переменная часть атмосферы - водяной пар, углекислый газ, капельки воды, льдинки и другие взвеси - поглощают, подобно стеклу оранжерей или теплицы, длинноволновые тепловые лучи, усиливая встречное излучение. Даже в ясные ночи оно составляет 70% от прямого, а в пасмурные достигает 100%- Свойство атмосферы пропускать солнечные лучи к Земле и задерживать тепловое излучение называется оранжерейным, или тепличным эффектом.
Величина эффективного излучения зависит от ряда факторов:
- От температуры почвы или воды: чем она выше, тем больше тело теряет тепла излучением: В жаркий летний день и земля, и вода много излучают тепла в воздух и температура его повышается. Теплый воздух дает большой и встречный поток. Возрастает общий уровень эффективного излучения. Ночью, когда нагревание почвы и воды прекращается, уменьшается и их излучение. Перед утром оно становится совсем незначительным. Соответственно понижается и температура воздуха.
- От влажности воздуха: водяной пар улавливает длинноволновое излучение и удерживает тепло. Влажная атмосфера посылает к Земле значительный встречный поток, эффективное излучение уменьшается. По этой причине во влажных климатах и при влажной погоде ночи не бывают так холодны, как в сухую погоду, и в странах с сухим климатом.
- От туманов и облаков: капли воды облаков и туманов действуют, как и водяной пар, но в еще большей степени. Ночи при туманной и облачной погоде бывают обычно теплыми.
- От близости или удаленности водоемов: водная масса, будучи теплоемкой, дольше, чем суша, удерживает тепло. Увеличением влажности, образованием облаков и туманов водоемы снимают эффективное излучение. По этой причине наибольшая потеря тепла зимой и ночью и, следовательно, резкие колебания ночной и дневной температур свойственны сухим внутриматериковым странам - Центральной и Средней Азии, Восточной Сибири и Антарктиде.
- От абсолютной высоты местности: в горах, с уменьшением плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффективное излучение.
- От растительности: мощный растительный покров, особенно леса, снижают эффективное излучение. В пустынях оно резко увеличивается.
- От характера почво-грунтов: мощные и рыхлые почвы дольше удерживают и больше излучают тепло, каменистые почвы и особенно пески пустынь скорее его теряют и остывают.
Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую (инфракрасную) радиацию, не воспринимаемую глазом. Интенсивность собственного излучения земной поверхности (т.е. отдача лучистой энергии с единицы горизонтальной поверхности за единицу времени) можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности Т. По закону Стефана – Больцмана излучение с каждой единицы площади абсолютно черной поверхности в калориях за единицу времени при абсолютной температуре Т равно:
Е = σТ 4 (2.8)
где постоянная излучения s = 5.67·10 –8 Вт/м 2 К 4 .
При реальных значениях температуры земной поверхности (180 – 350 о К) излучение происходит в диапазоне от 4 до 120 мк, а максимум энергии падает на длины волн 10 –15 мк (рис. 2.8).
Земная поверхность излучает почти как абсолютно черное тело. Её интенсивность излучения E s может бытьопределена по формуле (2.8). При средней глобальной температуре земной поверхности +15°С, или 288°К, излучение E s равно 0,6 кал/см 2 мин.
Рис. 2.8. Интенсивность излучения Е= s Т 4 при температурах 200, 250 и 300° К для различных длин волн
Столь большая отдача радиации приводила бы к быстрому охлаждению земной поверхности, если бы не обратныйпроцесс – поглощение земной поверхностью радиации солнца и встречного излучения атмосферы.
Атмосфера поглощает как солнечную радиацию (около 15 % ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от поверхности Земли путем турбулентной теплопроводности (об этом – в следующей главе), а также при конденсации водяного пара.
Будучи нагретой, атмосфера излучает сама инфракрасную радиацию, так же, как и земная поверхность, – по Закону Стефана – Больцмана (формула 2.8)ипримерно в том же диапазоне длин волн. Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности. Остальная ее часть уходит в мировое пространство.
Атмосферную радиацию, излучаемую атмосферой и приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением атмосферы(Е а ). Земная поверхность на 90 – 99 %поглощаетэтовстречное излучение. Для земной поверхности, в дополнение к поглощенной солнечней радиации, оно является важным источником тепла. Встречное излучение возрастает сувеличением облачности.
Для равнин умеренных широт средняя интенсивность встречного излучения составляет порядка 0,3 – 0,4 кал/см 2 мин, в горах – около 0,1 – 0,2 кал/см 2 мин. Уменьшение встречного излучения с высотой объясняется уменьшением содержания водяного пара.
Наибольшее встречное излучение (0,5 – 0,6 кал/см 2 мин) наблюдается у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром. К полярным широтам оно убывает до 0,3 кал/см 2 мин.
Отепляющее влияние атмосферы на тепловой режим земной поверхности за счет встречного излучения Е а , по аналогии с влиянием стекол теплицы, носит название парникового эффекта.
Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает инфракрасную радиацию в широкой области спектра – от 4,5 до 80 мк, за исключением интервала между 8,5 и 11 мк. В этом интервале земное излучение проходит сквозь атмосферу в мировое пространство.
Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет, земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Эту разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Е е) :
Е е = Е s – E a (2.9)
Эффективное излучение представляет потерю тепла земной поверхностью. Оно измеряется специальными приборами – пиргеометрами. Интенсивность эффективного излучения в ясные ночи составляет около 0,10 – 0,15 кал/см 2 мин на равнинах умеренных широт и до 0,20 кал/см 2 мин в горах, где встречное излучение меньше. С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду заметно уменьшается ночное охлаждение поверхности земли.
Днем эффективное излучение перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью. Данные наблюдений показывают, что земная поверхность в средних широтах теряет путем эффективного излучением примерно половину тепла, получаемого от поглощенной радиации.
В основе расчета эффективного излучения Е е лежит зависимость (2.9), в которой излучение земной поверхности E s и встречное излучение атмосферы E а могут быть определены по формулам следующего вида:
E s = b п sТ п 4 ,
E а = А е С о sТ а ,
где Т п и Т а – абсолютные температуры земной поверхности и атмосферы;b п –лучеиспускательная способность поверхности относительно абсолютно черного тела (если отсутствуют сведения, b п =1); А е – коэффициент, зависящий от величины влажности воздуха; С о – коэффициент, учитывающий облачность .