Реферат на тему: Радіація на земній поверхні - Екологія - Реферати - Каталог статей

Реферат на тему: Радіація на земній поверхні. План 1. Альбедо 2. Випромінювання теплоти 3. Радіаційний баланс Література 1. Альбедо Сумарна сонячна радіація падає на земну поверхню, частина її поглинається і переходить в теплову, а частина відбивається. Відбиваюча властивість поверхні - це альбедо, яке вираховують у відсотках від співвідношення відбитої радіації і сумарної радіації. Альбедо залежить від стану поверхні, її кольору, кута падіння променів на водну поверхню. Найбільше альбедо має чистий сніг – 85-90%, а найменше - чорноземна рілля – 5-14%. Зелене листя відбиває 20-25%, а жовте –30-38% сонячної радіації. Альбедо гладкої водної поверхні змінюється від 2% при зенітному положенні Сонця до 70-75% при низькому. Альбедо верхньої поверхні хмар в середньому становить 50-60%. Переважна частина відбитої радіації і приблизно І/З розсіяної виходять з атмосфери в Космос. Відношення відбитої і розсіяної радіації яка виходить в Космос, до загальної кількості радіації, що надходить в атмосферу називають планетарним альбедо Землі. Планетарне альбедо становить 28%. 2. Випромінювання теплоти Всі складові Землі: грунт, вода, сніг. льодовики, рослинність випромінюють довгохвильову теплову радіацію. Це земна радіація, яку називають власним випромінюванням земної поверхні. За законом Стефана-Больцмана випромінювання абсолютно чорної поверхні залежить від абсолютної температури в четвертому ступені, помноженої на константу Стефана-Больцмана, яка дорівнює 0,000000057 Вт на квадратний метр, помножений на Кельвіна в четвертому ступені. Земне випромінювання все інфрачервоне і практично має довжину хвиль 4...120мкм. Всі тіла нагріті вище за абсолютний 0, починають випромінювати теплоту. Атмосфера теж має власне випромінювання, частина якого виходить в Космос, а частина йде до Земної поверхні і має назву зустрічного випромінювання атмосфери. Воно зростає при збільшенні хмарності, температури і вологості атмосфери. Зустрічне випромінювання дещо менше, ніж випромінювання земної поверхні, тому земна поверхня втрачає теплоту. Різницю між випромінюванням земної поверхні та зустрічним випромінюванням атмосфери називають ефективним випромінюванням /E/. Ефективне випромінювання являє собою. чисту витрату теплоти з земної поверхні вночі, оскільки вдень воно перекривається або компенсується поглинутою сонячною радіацією. Випромінювання вимірюється спеціальними приладами - піргеометрами. Зустрічне випромінювання атмосфери вночі зменшує охолодження земної поверхні, а вдень атмосфера не перешкоджає її нагріванню сумарною сонячною радіацією. В цьому і полягає тепличний ефект атмосфери. 3. Радіаційний баланс Різницю між поглинутою радіацією й ефективним випромінюванням називають радіаційним балансом земної поверхні: R=(І sin h +I) (1 – A)-Е, .де І - пряма сонячна радіація на перпендикулярну до сонячних променів поверхню; h — висота Сонця; sin h пряма радіація на горизонтальну поверхню; і- розсіяна радіація; (I sin h + і/ - сумарна радіація; А - альбедо; /(I sin h + i) (1 - А)/ - поглинута радіація; E - ефективне випромінювання /рис. З/. Рис. 3. Радіаційний баланс земної поверхні в ккал на квадр. см за рік /ФГАМ, 1964/. Радіаційний баланс земної поверхні має добовий хід. вночі він від”ємний, після сходу Сонця й підняття його над горизонтом на 10 градусів стає додатним, а перед заходом Сонця знову стає від"ємним. Вночі вів дорівнює ефективному випромінюванню. Тому вночі балансоміром вимірюється ефективне випромінювання. При наявності снігового покриву баланс стає додатним тільки при висоті Сонця понад 20-25°. Частина земного .випромінювання проходить через атмосферу в світовий простір, крім того, сама атмосфера випромінює ще більше теплоти, особливо вище за 6...10 км. Ці довгохвильові випромінювання земної поверхні та атмосфери, які виходять в космос, називають відхідною радіацією. Якщо прийняти за 100 потік сонячної радіації на верхню межу атмосфери, відхідна радіація становить 72%. Ще 28% складається з відбитої та розсіяної радіації, яка виходить за межі атмосфери. Отже, Земля разом а атмосферою втрачає стільки радіації, скільки одержує. тобто загальний радіаційний баланс дорівнює 0. Радіаційний баланс самої атмосфери складається з поглинутих нею теплового випромінювання Землі /Е/ та сумарної сонячної радіації, витрат теплоти на зустрічне випромінювання до земної поверхні і в космос. На всіх широтах в середньому за рік радіаційний баланс атмосфери від'ємний і змінюється від -83 ккал на квадратний см за рік до 0, від екватора до полярних широт. Середній за рік загальний радіаційний баланс Землі в цілому складається з усіх типів радіації та випромінювання, які надходять в атмосферу і до земної поверхні та витрачаються ними /рис. 4./. Рис.4а. Середній за рік радіаційний баланс системи земля-атмосфера за даними ШСЗ: 1- зональні значення, 2- океани, 3- материки. Рис. 4б. Середні за рік значення альбедо землі і відхідного випромінювання завимірами ШСЗ: 1- відхідне випромінювання, 2-альбедо, 3- океани, 4- материки. Рис. 4в. Альбедо землі за супутниковими спостереженнями. Якщо прийняти за 100% кількість сонячної радіації на верхню межу атмосфери, 33% становить відбита від хмар /26%/ і від земної поверхні разом з розсіяною назад до космічного простору /7%/. Атмосфера поглинає 22%, а земна поверхня -45% сонячної радіації /24% прямої і 21% розсіяної/. Це і є вся короткохвильова частина радіаційного балансу. Відхідне випромінювання атмосфери в космос /відхідна радіація/ становить 67%. а ефективне випромінювання земної поверхні 15%, тобто атмосфера має від'ємний баланс випромінювання теплоти /-52%/, він компенсується поглинутою атмосферою сонячною радіацією /22%/ і теплотою, яка виділяється при конденсації водяної пари в атмосфері /30%/. Поглинута земною поверхнею сонячна радіація /45%/ витрачається на ефективне випромінювання /15%/ і випаровування /30%/. Точність наведених визначень загального радіаційного балансу вважають більш—менш задовільною /Матвєєв Л.Т., 1976/. Радіаційний баланс земної поверхні змінюється за широтами /див. рис. ЗІ/. Від полярних кіл до полюсів радіаційний баланс зменшується від 20...ЗО ккал на квадр. см за рік до від'ємного /-5...-10 ккал на квадр. см за рік/. Південніше полярних кіл він збільшується до 100 ккал на квадр. см за рік у тропіках і до 11О...120 ккал на квадр. см за рік між тропіками. На океанах радіаційний баланс більший, ніж на суші, внаслідок більшого поглинання радіації. В пустелях радіаційний баланс знижений /в Сахарі до 60 ккал на квадр. см за рік/ у зв'язку з великим ефективним випромінюванням в сухому малохмарному повітрі. В мусонному кліматі влітку спостерігається волика хмарність, що зменшує сумарну радіацію і радіаційний баланс на 10...20 ккал на квадр. см за рік. У грудні нульовий радіаційний баланс збігається з південною межею стійкого снігового покриву північної півкулі, 40° пн.ш.., на північ від якої баланс від'ємний, до -4 ккал на квадр. см за місяць. На південь він збільшується до 10...14 ккал на квадр. см на південному тропіку і зменшується до 4...5 ккал на квадр. см в Антарктиці. У червні на всій північній півкулі радіаційний баланс додатний і зростає від 8 ккал на квадр. см на полярному колі до 14 ккал на квадр. см біля північного тропіка, зменшується на південь до 0 на 40° пд.ш. і далі на південь від'ємний і становить -2 ккал на квадр. см біля берегів Антарктиди. На території України радіаційний баланс за рік північніше 48° пн.ш. від'ємний /до -1 ккал на квадр. см/, південніше 48° пн.ш. він близький до нуля. В липні радіаційний баланс на території України досягає 8...10 ккал на квадр. см. Список використаної та рекомендованої літератури Астапенко П.Д. Вопросы о погоде. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. - 240с. Атлас облаков. - Л.: Гидрометеоиздат, 1957. Багров Н.А., Кондратович К.В., Педь Д.А., Угрюмов А.И. Долгосрочные метеорологические прогнозы. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. - 248 с. Борисенков Е.П. Климат и деятельность человека. М.: Наука, 1982. - 132 с. Будыко М.И. Климат в прошлом и будущем. - Л.: Гидрометеоиздат, 1980. - 350 с. Витвицкий Г.Н. Зональность климата Земли. М., 1980 Вайсберг Дж. Погода на Земле. М., 1980. 248 с. Волошина А.П., Евневич Т.А., Земцова А.И. Руководство к лабораторним Гончаренко С.У. Фізика Атмосфери. К., 1990. 124 с. Дикий Л.А. Гидродинамическая устойчивость и динамика атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. Динамика климата/ Под ред. С. Манабе. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 574 с. Динамика погоды/Под ред. С. Манабе. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 418 с. Долгосрочное и среднесрочное прогнозирование погоды. Проблемы перспективы/ Под ред. Д. Бариджера, Э. Челлсна. М.: Мир, 1987. 288 с. Дзердзеевский Б.Л. Общая циркуляция атмосферы и климат. М.: Наука, 1975. - 288 с. Зверев А.С. Синоптическая метеорология и основы предвычисления погоды. Л:, Гидрометеоиздат, 1968, 774 с Исследования генезиса климата. М.: Институт географии АН СССР, 1974. - 430 с. Монин А.С. Введение в теорию климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. - 248 с. Погосян Х.П. Общая циркуляция атмосферы. Л., 1952 Рекомендации по описанию климата большого города. - Л.: Изд-во ГГО, 1979. - 1978. - 66 с. Тверской П.Н. Курс метеорологии (физика атмосферы) Л, Гидрометеоиздат, 1962 700 с Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Том 1. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 248 с. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Том 2. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 320 с. Хромов С.П. Метеорология и климатология для географических факультетов. - Л.: Гидрометеоиздат, 1983. - 455 с.
1 2 3 4 5 Категория: Екологія \| Добавил: Aspirant (22.04.2014)
Просмотров: 297 \| Рейтинг: 0.0/0

Всего комментариев: 0


Имя *:
Email *:

Код *: