Ефективне випромінювання. Випромінювання ефективне питання. Атмосферні опади
Земля та атмосфера, як і будь-яке інше тіло, випромінюють енергію. Оскільки в порівнянні з температурою Сонця температура Землі та атмосфери мала, то енергія, що випромінюється ними, припадає на невидиму інфрачервону ділянку спектра. Слід зазначити, що ні земну поверхню, ні атмосферу не можна розглядати як абсолютно чорні тіла. Однак вивчення спектрів довгохвильової радіації різних поверхонь показало, що з достатньою мірою точності земну поверхню можна вважати сірим тілом. Це означає, що випромінювання земної поверхні при всіх довжинах хвиль відрізняється на той самий множник від випромінювання абсолютного чорного тіла, що має температуру, однакову з температурою земної поверхні. Таким чином, формула для потоку випромінювання земної поверхні може бути записана на основі закону Кірхгофа у такому вигляді:
де Т 0 - Температура земної поверхні, - відносний коефіцієнт випромінювання або поглинання. Значення для різних поверхонь, за даними вимірювань, коливаються від 0,85 до 0,99. Потік випромінювання земної поверхні значно менший за поток випромінювання Сонця (B c<< B 0), но B 0 оказывается вполне сравнимым с величиной потока солнечной радиации F?, поступающего на поверхность Земли. Приведём значения потока излучения абсолютно черного тела при разных температурах: t 0 -40 -20 0 20 40 B кал/см 2 *мин0,24 0,34 0,46 0,61 0,79 Из этих данных следует, что B 0 имеет тот же порядок величины, что и F?. Поток излучения земной поверхности зависит от ее температуры, с увеличением которой он возрастает. Этот поток наблюдается днем и ночью и непосредственно не зависит от того, каков поток солнечной радиации. В каждой фиксированный момент времени земная поверхность, поглощающая коротковолновую радиацию, одновременно теряет энергию путем длинноволнового излучения. Значительная часть излучения земной поверхности поглощается атмосферой. Атмосфера в свою очередь излучает длинноволновую радиацию, часть которой, направленная к земной поверхности, называется встречным излучением или противоизлучением атмосферы. Поток встречного излучения атмосферы B A представляет собой количество длинноволновой радиации, поступающей от атмосферы к 1 см 2 земной поверхности в единицу времени. Поскольку земная поверхность не является абсолютно черным телом, то ею поглощается часть поступившего потока, равная. Разность между собственным излучением земной поверхности B 0 и поглощенной ею частью встречного излучения атмосферы называют эффективным излучением земной поверхности. Обозначая эффективное излучение через B * , имеем:
Температура атмосфери, зазвичай, нижче температури земної поверхні, у більшості випадків і, отже, тобто. внаслідок довгохвильового випромінювання земна поверхня майже завжди втрачає енергію. Лише в окремих випадках дуже сильних інверсій температури і високих значень вологості повітря ефективне випромінювання може бути негативним. Ефективне випромінювання дуже впливає на температурний режим земної поверхні, відіграє істотну роль в утворенні радіаційних заморозків і туманів, при сніготаянні та ін. Ефективне випромінювання сильно залежить від вмісту водяної пари в атмосфері та наявності хмарності. Тісний зв'язок між B * та пружністю водяної пари e поблизу поверхні землі характеризують такі дані безпосередніх вимірювань: e мм рт. ст. 4,5 8,0 11,3 B * кал/см 2 *хв 0,19 0,17 0,15 Як видно, зі збільшенням e ефективне випромінювання B * зменшується. Пояснюється це тим, що зі зростанням e збільшується зустрічне випромінювання атмосфери B A .
Різниця між власним випромінюванням тіла та зустрічним випромінюванням атмосфери називається ефективним випромінюванням.Його значення і виражає дійсний потік тепла від Землі чи води до атмосфери. В окремих випадках може бути потік тепла і від атмосфери до Землі, наприклад, на час вступу морського теплого повітря на холодну материкову поверхню взимку.
Зустрічне випромінювання вказує на роль атмосфери в тепловому режимі географічної оболонки.
Молекули газів повітря практично вільно пропускають короткохвильові сонячні промені. На земній поверхні промениста енергія перетворюється на довгохвильову теплову. Змінна частина атмосфери - водяна пара, вуглекислий газ, крапельки води, крижинки та інші суспензії - поглинають, подібно до скла оранжерів або теплиці, довгохвильові теплові промені, посилюючи зустрічне випромінювання. Навіть у ясні ночі воно становить 70% від прямого, а в похмурі досягає 100%. оранжерейним,або тепличним ефектом.
Величина ефективного випромінювання залежить від низки факторів:
- Від температури ґрунту або води: чим вона вища, тим більше тіло втрачає тепла випромінюванням: У спекотний літній день і земля, і вода багато випромінюють тепла у повітря і температура його підвищується. Тепле повітря дає великий та зустрічний потік. Зростає загальний рівень ефективного випромінювання. Вночі, коли нагрівання ґрунту та води припиняється, зменшується і їхнє випромінювання. Перед ранком воно стає зовсім незначним. Відповідно, знижується і температура повітря.
- Від вологості повітря: водяна пара вловлює довгохвильове випромінювання та утримує тепло. Волога атмосфера посилає Землі значний зустрічний потік, ефективне випромінювання зменшується. З цієї причини у вологих кліматах і за вологої погоди ночі не бувають такі холодні, як у суху погоду, і в країнах із сухим кліматом.
- Від туманів та хмар: краплі води хмар та туманів діють, як і водяна пара, але ще більшою мірою. Ночі за туманної та хмарної погоди бувають зазвичай теплими.
- Від близькості або віддаленості водойм: водна маса, будучи теплоємною, довше, ніж суша, утримує тепло. Збільшенням вологості, утворенням хмар та туманів водоймища знімають ефективне випромінювання. З цієї причини найбільша втрата тепла взимку та вночі і, отже, різкі коливання нічної та денної температур властиві сухим внутрішньоматериковим країнам – Центральній та Середній Азії, Східному Сибіру та Антарктиді.
- Від абсолютної висоти місцевості: у горах, із зменшенням щільності повітря зменшується зустрічне та збільшується ефективне випромінювання.
- Від рослинності: сильний рослинний покрив, особливо ліси, знижують ефективне випромінювання. У пустелях воно різко зростає.
- Від характеру грунт-ґрунтів: потужні і пухкі грунти довше утримують і більше випромінюють тепло, кам'янисті грунти і особливо піски пустель швидше його втрачають і остигають.
Альбедо ЗемліВідсоткове відношення сонячної радіації, відданої земною кулею (разом з атмосферою) назад у світовий простір, до сонячної радіації, що надійшла на межу атмосфери. Віддача сонячної радіації Землею складається з відбиття від земної поверхні, розсіювання прямої радіації атмосферою у світовий простір (зворотного розсіювання) та відбиття від верхньої поверхні хмар. А. 3. у видимій частині спектра (візуальне)-близько 40%. Для інтегрального потоку сонячної радіації інтегральне (енергетичне) А. 3. близько 35%. Без хмар візуальне А. 3. було б близько 15%.
Випромінювання земної поверхні- теплове інфрачервоне, випромінювання земної поверхні з довжинами хвиль від 3 до 80 мкм, що не сприймається оком. Потік власного випромінювання земної поверхні спрямований і майже повністю поглинається атмосферою, нагріваючи її. За рахунок свого випромінювання земна поверхня втрачає тепло. Атмосфера Землі поглинає земне випромінювання і знову повертає більшу частину Землі (зустрічне випромінювання).
Ефективне випромінювання земної поверхні- Різниця власного випромінювання земної поверхні та поглиненого нею зустрічного випромінювання атмосфери.
23. Тепловий баланс земної поверхні
Тепловий баланс земної поверхні - алгебраїчна сума всіх видів приходу та витрати тепла на поверхню суші та океану. Характер теплового балансу та його енергетичний рівень визначають особливості та інтенсивність більшості екзогенних процесів. Основними складовими теплового балансу океану є:
Радіаційний баланс;
Витрата тепла на випаровування;
Турбулентний теплообмін між поверхнею океану та атмосферою;
Вертикальний турбулентний теплообмін поверхні океану з шарами нижче; і
Горизонтальна океанічна адвекція.
24. Теплопровідність ґрунту. Закони Фур'є.
Пористість - порошкоподібне подрібнення маси - сильно ускладнює проведення тепла в грунті, так як дотик окремих частинок її дуже недосконалий, а повітря, що лежить між ними, має дуже слабку теплопровідність. Вплив води на передачу тепла в глиб грунту може бути роз'яснений двома наступними випадками. По-перше, якщо ґрунт тільки вологий, тобто всі водяні частинки утримуються великою капілярною силою, внаслідок чого утруднюється їх циркуляція, то вода не може грати помітної ролі при розподілі теплоти в такому ґрунті. В цьому випадку вологий ґрунт щодо розподілу теплоти по ґрунтових шарах діятиме майже як сухий, тобто як поганий провідник теплоти.
Теплопровідність вологого грунту більша, ніж сухий, оскільки вода певною мірою витісняє частинки повітря, що мають найслабку здатність проводити теплоту; до того ж грунт втрачає і свою пористість. По-друге, якщо ґрунт настільки мокрий, що вода певною мірою може циркулювати, то подібний ґрунт при нагріванні зверху не передає нагрітих водяних частинок у глибші горизонти; вони вже у становищі самому сприятливому - стійкого рівноваги. Але якщо грунт буде охолоджуватися зверху, чи внаслідок холодного вітру або променевиділення у світовий простір, то охолоджені верхні частинки рідини отримають прагнення опускатися вниз, на місце тепліших і глибше лежать; внаслідок чого охолодження ґрунту відчуватиметься на більшій глибині, ніж нагрівання його, але саме тому, що при охолодженні ґрунту беруть участь великі маси частинок води, у ньому не виявляються при цьому такі крайнощі, як при протилежному явищі.
Перенесення енергії від більш нагрітих ділянок тіла до менш нагрітих внаслідок теплового руху та взаємодії складових його частинок. Приводить до вирівнювання температури тіла. Зазвичай кількість енергії, що переноситься, визначається як щільність теплового потоку, пропорційно градієнту температури -закон Фур'є.
· Основи актинометрії
АКТИНОМЕТРІЯ - сукупність методів вимірювання променистої енергії. До завдань актинометрії відносяться дослідження прямої сонячної радіації, поглинання та розсіювання її молекулами атмосфери, різними твердими та рідкими домішками, а також визначення довгохвильового випромінювання землі та атмосфери.
В основу методів вимірювання променистої енергії покладено принцип перетворення одного виду енергії на інший. При поглинанні променистої енергії сонця зачорненою поверхнею будь-якого приймача відбувається перехід променистої енергії теплову. Реєструючи кількість тепла або підвищення температури приймальної поверхні приладу, що виділяється при цьому, можна виміряти величину потоку сонячної радіації, що падає на пряму поверхню. Такі принципи вимірювання променистої енергії покладено основою калориметричного методу. Явище фотоефекту та фотохімічні дії використані у фотоелектричних та фотографічних методах вимірювання.
При А. застосовуються прилади, в яких потік променистої енергії визначається різницею температур приймальної поверхні та навколишнього середовища, яка вимірюється величиною струму, що виникає в ланцюзі послідовно з'єднаних термопар. Такі прилади є відносними і потребують градуювання шляхом порівняння їх показань з показаннями абсолютних приладів.
· Рівняння балансу радіації
Радіаційний баланс атмосфери та підстилаючої поверхні, сума приходу та витрати променистої енергії, що поглинається та випромінюється атмосферою та підстилаючою поверхнею.
Для атмосфери Радіаційний баланс складається з прибуткової частини - поглиненої прямої і розсіяної сонячної радіації, а також поглиненого довгохвильового (інфрачервоного) випромінювання земної поверхні, і витратної частини - втрати тепла за рахунок довгохвильового випромінювання атмосфери в напрямку до земної поверхні. ) та у світовий простір.
Прибуткову частину Радіаційний баланс підстилаючої поверхні становлять: поглинена поверхнею, що підстилає, пряма і розсіяна сонячна радіація, а також поглинене противипромінювання атмосфери; видаткова частина складається з втрати тепла поверхнею, що підстилає, за рахунок власного теплового випромінювання.
Радіаційний баланс є складовою частиною теплового балансу атмосфери та підстилаючої поверхні.
· Ефективне випромінювання
Різниця між власним випромінюванням тіла та зустрічним випромінюванням атмосфери називається ефективним випромінюванням . Його значення і виражає дійсний потік тепла від Землі чи води до атмосфери.
Величина ефективного випромінювання залежить від низки факторів:
Від температури ґрунту або води: чим вона вища, тим більше тіло втрачає тепла випромінюванням: У спекотний літній день і земля, і вода багато випромінюють тепла у повітря і температура його підвищується. Тепле повітря дає великий та зустрічний потік. Зростає загальний рівень ефективного випромінювання. Вночі, коли нагрівання ґрунту та води припиняється, зменшується і їхнє випромінювання. Перед ранком воно стає зовсім незначним. Відповідно, знижується і температура повітря.
Від вологості повітря: водяна пара вловлює довгохвильове випромінювання та утримує тепло. Волога атмосфера посилає Землі значний зустрічний потік, ефективне випромінювання зменшується. З цієї причини у вологих кліматах і за вологої погоди ночі не бувають такі холодні, як у суху погоду, і в країнах із сухим кліматом.
Від туманів та хмар: краплі води хмар та туманів діють, як і водяна пара, але ще більшою мірою. Ночі за туманної та хмарної погоди бувають зазвичай теплими.
Від близькості або віддаленості водойм: водна маса, будучи теплоємною, довше, ніж суша, утримує тепло. Збільшенням вологості, утворенням хмар та туманів водоймища знімають ефективне випромінювання. З цієї причини найбільша втрата тепла взимку та вночі і, отже, різкі коливання нічної та денної температур властиві сухим внутрішньоматериковим країнам – Центральній та Середній Азії, Східному Сибіру та Антарктиді.
Від абсолютної висоти місцевості: у горах, із зменшенням щільності повітря зменшується зустрічне та збільшується ефективне випромінювання.
Від рослинності: сильний рослинний покрив, особливо ліси, знижують ефективне випромінювання. У пустелях воно різко зростає.
Від характеру грунт-ґрунтів: потужні і пухкі грунти довше утримують і більше випромінюють тепло, кам'янисті грунти і особливо піски пустель швидше його втрачають і остигають.
· ПЕР клімату та ПЕР випаровування (ТЕР - теплоенергетичні ресурси)
ПЕР клімату – кількість енергії, що витрачається на нагрівання повітря, ґрунту, на фактичні витрати тепла на випаровування, на танення ґрунтового льоду.
Енергетичною базою природних процесів є теплоенергетичні ресурси клімату, що формуються в результаті приходу прямої та розсіяної радіації на земну поверхню та забезпечують її вологообмін із приземною атмосферою.
У формуванні теплоенергетичних ресурсів клімату беруть участь: R + - позитивна складова радіаційного балансу - різниця між поглиненою короткохвильовою (прямою та розсіяною) радіацією Сонця та балансом довгохвильового випромінювання в денні та частково у сутінкові години доби; Р + - позитивна складова турбулентного теплообміну - частина адвективного тепла, що приноситься у зв'язку з циркуляцією атмосферного повітря.
ПЕР випаровування – це кількості енергії, що витрачається на всі види випаровування: з водної поверхні, з поверхні суші, транспірації.
Запитання. Атмосферні опади
Опадаминазивають воду, що випадає в рідкому або твердому стані на поверхню земної кулі і наземні предмети з хмар або з повітря, внаслідок конденсації водяної пари, що міститься в ньому. іней), рідкі (дощ), змішані (сніг з дощем, мокрий сніг). Опади характеризуються трьома параметрами: кількістю, інтенсивністю та тривалістю їх випадання. Кількість опадіввимірюється товщиною шару води в мм, який утворився б на горизонтальній поверхні від опадів, що випали, за відсутності просочування в землю, стікання і випаровування.
1 мм опадів = 10 т води на 1 га.
Інтенсивність опадіввимірюють у міліметрах за хвилину (мм/хв) або за годину (мм/год).
Тривалість випадання опадіввимірюють у годинах або хвилинах від початку до закінчення їх випадання.
Опади хмар, що випадають, діляться на 3 типи:
Облога (нижній ярус, шаруваті хмари).
Мряка (нижній ярус, шаруваті хмари).
Зливові (купчасті хмари вертикального розвитку).
Спостереження за опадами включають: 1. візуальні - вид опадів, їх інтенсивність, час початку і кінця випадання 2. вимірювання кількості опадів за допомогою приладів - осадкомера і дощомера Третьякова, польового дощомера Давита, плювіографа, сумарного осадкомера, грунтового осадкомера.
Земна поверхня, поглинаючи сонячну енергію та нагріваючись, сама стає джерелом випромінювання тепла в атмосферу та світовий простір. Відповідно до закону Стефана - Больцмана, що стоїть температура ділянки поверхні, то більше вписувалося його випромінювання. На відміну від короткохвильової сонячної (прямої та розсіяної) та відбитої радіації, власне випромінювання земної поверхнідовгохвильове, теплове (Е еф).Більшість земного випромінювання затримується атмосферою завдяки водяному пару, діоксиду вуглецю і частково озону. Поглинаючи його, а також деяку частину сонячної радіації, атмосфера нагрівається та сама випромінює тепло. Атмосферне випромінювання теж довгохвильове. Більшість його спрямовано назад до земної поверхні і зветься зустрічного випромінювання атмосфери (Е а).Воно є для земної поверхні додатковим джерелом тепла до сонячної радіації, що поглинається. Різниця між випромінюванням земної поверхні та зустрічним випромінюванням атмосфери називається ефективним випромінюванням (Ееф).Воно показує фактичну втрату тепла земною поверхнею.
Ефективне випромінювання залежить від низки факторів, і насамперед від температури підстилаючої поверхні: що вона вище, то більше ефективне випромінювання. Тому воно значніше вдень, але перекривається сумар-
ної сонячної радіацією. Вночі ж, коли вона залишається без компенсації, температура поверхні та повітря знижується. На ефективне випромінювання істотно впливають вологість повітря та хмарність: у похмуру погоду воно мало, у ясну – велике. Знижує його та рослинність. Залежить випромінювання і від абсолютної висоти місцевості: в горах, де мала щільність повітря, завдяки чому вдень велика пряма сонячна радіація, а вночі зустрічне випромінювання, ефективне випромінювання дуже велике. Це призводить до великого добового перепаду температур.
Найбільшого значення ефективне випромінювання досягає в області тропічних пустель, що обумовлено високою температурою поверхні, що підстилає, безхмарним небом і сухістю повітря. Найменші та приблизно однакові величини втрати тепла за рахунок ефективного випромінювання спостерігаються в екваторіальних та помірних широтах, найменші – у полярних країнах.
Здатність атмосфери пропускати сонячну радіацію, але затримувати завдяки парниковим газам земне випромінювання називають парниковимабо оранжерейний ефект.Він пом'якшує на температуру Землі. Оскільки водяна пара - основна поглинаюча і випромінююча частина повітря, вона є важливою ланкою не тільки вологообігу, а й теплообігу Землі.
