Допомога по Теле2, тарифи, питання

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 водяній парі, діоксиду вуглецю і частково озону. Поглинаючи його, а також деяку частину сонячної радіації, атмосфера нагрівається та сама випромінює тепло. Атмосферне випромінювання теж довгохвильове. Більша частина його спрямована 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 (Е еф).Воно показує фактичну втрату тепла земною поверхнею.

Ефективне випромінювання залежить від низки чинників, і передусім від температури підстилаючої поверхні: що вона вище, то більше ефективне випромінювання. Тому воно значніше вдень, але перекривається сумар-

ної сонячної радіацією. Вночі ж, коли воно залишається без компенсації, температура поверхні та повітря знижується. На ефективне випромінювання суттєво 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.

Верхні шари ґрунту та води, сніговий покрив і рослинність самі випромінюють довгохвильову (інфрачервону) радіацію, що не сприймається оком. Інтенсивність власного випромінювання земної поверхні (тобто віддача променистої енергії з одиниці горизонтальної поверхні за одиницю часу) можна розрахувати, знаючи абсолютну температуру земної поверхні Т.За законом Стефана – Больцмана, випромінювання з кожної одиниці площі абсолютно чорної поверхні в калоріях за одиницю часу за абсолютної температури Тодно:

Е = σТ 4 (2.8)

де постійне випромінювання s = 5.67 · 10 -8 Вт/м 2 К 4 .

При реальних значеннях температури земної поверхні (180 – 350 про К) випромінювання відбувається у діапазоні від 4 до 120 мк, а максимум енергії знижується на довжини хвиль 10 –15 мк (рис. 2.8).

Земна поверхня випромінює майже абсолютно чорне тіло. Її інтенсивність випромінювання E sможе бути визначена за формулою (2.8). За середньої глобальної температури земної поверхні +15°С, або 288°К, випромінювання E sодно 0,6 кал/см 2 хв.

Мал. 2.8. Інтенсивність випромінювання Е = s Т 4при температурах 200, 250 і 300° для різних довжин хвиль

Така велика віддача радіації призводила б до швидкого охолодження земної поверхні, якби зворотний процес – поглинання земної поверхнею радіації сонця і зустрічного випромінювання атмосфери.

Атмосфера поглинає як сонячну радіацію (близько 15 % її кількості, що надходить Землі), і власне випромінювання земної поверхні. Крім того, вона отримує тепло від поверхні Землі шляхом турбулентної теплопровідності (про це – у наступному розділі), а також при конденсації водяної пари.

Будучи нагрітою, атмосфера випромінює сама інфрачервону радіацію, так само, як і земна поверхня , – за Законом Стефана - Больцмана (формула 2.8) і приблизно в тому ж діапазоні довжин хвиль. Більшість (70% ) атмосферна радіація приходить до земної поверхні. Решта її частина йде у світовий простір.

Атмосферну радіацію, що випромінюється атмосферою і приходить до земної поверхні, називають зустрічним випромінюванням атмосфери (Еа ). Земна поверхня на 90 - 99% поглинає це зустрічне випромінювання. Для земної поверхні, крім поглиненої сонячної радіації, воно є важливим джерелом тепла. Зустрічне випромінювання зростає збільшенням хмарності.

Для рівнин помірних широт середня інтенсивність зустрічного випромінювання становить близько 0,3 – 0,4 кал/см 2 хв, горах – близько 0,1 – 0,2 кал/см 2 хв. Зменшення зустрічного випромінювання з висотою пояснюється зменшенням вмісту водяної пари.

Найбільше зустрічне випромінювання (0,5 - 0,6 кал/см 2 хв) спостерігається у екватора, де атмосфера найбільш нагріта і багата водяною парою. До полярних широт воно зменшується до 0,3 кал/см 2 хв.

Отеплюючий вплив атмосфери на тепловий режим земної поверхні за рахунок зустрічного випромінювання Е а, за аналогією з впливом скла теплиці, має назву парниковий ефект.

Основною субстанцією в атмосфері, що поглинає земне випромінювання та посилає зустрічне випромінювання, є водяна пара. Він поглинає інфрачервону радіацію у широкій області спектру – від 4,5 до 80 мк, крім інтервалу між 8,5 і 11 мк. У цьому інтервалі земне випромінювання проходить крізь атмосферу у світовий простір.

Зустрічне випромінювання завжди дещо менше земного. Тому вночі, коли сонячної радіації немає, земна поверхня втрачає тепло за рахунок позитивної різниці між власним та зустрічним випромінюванням. Цю різницю між власним випромінюванням земної поверхні та зустрічним випромінюванням атмосфери називають ефективним випромінюванням (Е е):

Е е = Е s– E a (2.9)

Ефективне випромінювання є втратою тепла земною поверхнею. Воно вимірюється спеціальними приладами – піргеометрами. Інтенсивність ефективного випромінювання у ясні ночі становить близько 0,10 – 0,15 кал/см 2 хв на рівнинах помірних широт і до 0,20 кал/см 2 хв у горах, де зустрічне випромінювання менше. Зі зростанням хмарності, що збільшує зустрічне випромінювання, ефективне випромінювання зменшується. У похмуру погоду помітно зменшується нічне охолодження поверхні землі.

Вдень ефективне випромінювання перекривається або частково компенсується поглиненою сонячною радіацією. Тому земна поверхня вдень тепліша, ніж уночі. Дані спостережень показують, що земна поверхня в середніх широтах втрачає шляхом ефективного випромінювання приблизно половину тепла, що отримується від поглиненої радіації.

В основі розрахунку ефективного випромінювання їїлежить залежність (2.9), у якій випромінювання земної поверхні E sта зустрічне випромінювання атмосфери Eа можуть бути визначені за формулами такого виду:

E s = b п sТп 4 ,

Eа = А е С про sТа ,

де Тп і Та – абсолютні температури земної поверхні та атмосфери; b п -променевипускальна здатність поверхні відносно абсолютно чорного тіла (якщо відсутні відомості, b п = 1); А е –коефіцієнт, що залежить від величини вологості повітря ; З о –коефіцієнт, що враховує хмарність.

Альбедо ЗемліВідсоткове відношення сонячної радіації, відданої земною кулею (разом із 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%. У відсутність хмар візуальне А. 3. було б близько 15%.

Випромінювання земної поверхні- теплове інфрачервоне випромінювання земної поверхні, що не сприймається оком, з довжинами хвиль від 3 до 80 мкм. 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, що знаходяться 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. У 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, так як вода до певної міри 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 до певної міри може циркулювати, то подібний ґрунт при нагріванні зверху не передає нагрітих водяних частинок у глибші горизонти; вони вже в становищі найсприятливішому - стійкого рівноваги. Але якщо ґрунт буде охолоджуватися зверху, чи внаслідок холодного вітру чи променевипускання у світовий простір, то охолоджені верхні частинки рідини отримають прагнення опускатися вниз, на місце тепліших і глибше лежачих; внаслідок чого охолодження ґрунту відчуватиметься на більшій глибині, ніж нагрівання його, але саме тому, що при охолодженні ґрунту беруть участь великі маси частинок води, в 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, що визначається як щільність теплового потоку, пропорційно градієнту температури -закон Фур'є.

· Основи актинометрії

АКТИНОМЕТРІЯ - сукупність методів вимірювання променистої енергії. До завдань актинометрії належать 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 впливи 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 із показаннями абсолютних приладів.

· Рівняння балансу радіації

Радіаційний баланс атмосфери і поверхні, що підстилає, сума приходу і витрати променистої енергії, поглинається і випромінюваної атмосферою і поверхнею, що підстилає.

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 складають: поглинена поверхнею, що підстилає, пряма і розсіяна сонячна радіація, а також поглинене противипромінювання атмосфери; витратна частина складається з втрати тепла поверхнею, що підстилає, за рахунок власного теплового випромінювання.

Радіаційний баланс є складовою теплового балансу атмосфери і 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 ряду 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 і хмар: краплі води хмар і туманів діють, як і водяна пара, але ще більшою мірою. Ночі за туманної та хмарної погоди бувають зазвичай теплими.

Від близькості чи 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 грунтів-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, яка 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 в 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:

Облогові (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 та кінця випадання 2. вимірювання кількості опадів за допомогою приладів - осадкоміра і дощомера Третьякова, польового дощомера Давита, плювіографа, сумарного осадкомера, грунтового осадкомера.

Земна поверхня, поглинаючи короткохвильову сумарну радіацію, в той же час втрачає тепло шляхом довгохвильового випромінювання. Це тепло частково йде у світовий простір, а значної частини поглинається атмосферою, створюючи так званий «парниковий ефект». У цьому поглинанні велику участь беруть водяна пара, озон і вуглекислий газ, а також пил. Внаслідок поглинання випромінювання Землі атмосфера нагрівається і, у свою чергу, набуває здатності випромінювання довгохвильової радіації. Частина цього випромінювання сягає земної поверхні. Таким чином, в атмосфері створюються два потоки довгохвильової радіації, спрямованих у протилежні сторони. Один із них, спрямований нагору, складається із земного випромінювання Е за інший потік, спрямований вниз, представляє радіацію атмосфери Е а. Різниця Е з–Е аназивають ефективним випромінюванням Землі Ееф. Воно показує фактичну втрату тепла земною поверхнею. Так як температура атмосфери найчастіше нижче температури земної поверхні, тому в більшості випадків ефективне випромінювання більше 0. Це означає, що внаслідок довгохвильового випромінювання земна поверхня втрачає енергію. Лише за дуже сильних інверсій температури взимку, а навесні при таненні снігу і за великої хмарності випромінювання менше нуля. Такі умови спостерігаються, наприклад, у сфері Сибірського антициклону.

Величина ефективного випромінювання визначається в основному температурою поверхні, що підстилає, температурною стратифікацією атмосфери, вмістом вологи повітря і хмарністю. Річні величини Ееф наземній кулі змінюються в порівнянні з сумарною радіацією значно менше (від 840 до 3750 МДж/м 2). Це зумовлено залежністю ефективного випромінювання від температури та абсолютної вологості. Підвищення температури сприяє зростанню ефективного випромінювання, але одночасно воно супроводжується зростанням вмісту вологи, яке зменшує це випромінювання. Найбільші річні суми Ееф приурочені до областей тропічних пустель, де воно досягає 3300-3750 МДж/м 2 . Така велика витрата довгохвильової радіації тут обумовлена ​​високою температурою поверхні, що підстилає, сухим повітрям і безхмарним небом. На тих же широтах, але на океанах та в пасатних областях, через зменшення температури, підвищення вологості та збільшення хмарності Ееф - вдвічі менше і становить близько 1700 МДж/м 2 на рік. З тих же причин на екваторі Ееф ще менше. Найменші втрати довгохвильової радіації спостерігаються у полярних районах. Річні суми Ееф в Арктиці, Антарктиці становлять близько 840 МДж/м 2 . У помірних широтах річні значення Ееф змінюються не більше 840–1250 МДж/м 2 на океанах, 1250–2100 МДж/м 2 суші (Алісов Б.П., Полтараус Б.В., 1974).