.

Радіація на земній поверхні (реферат)

Язык: украинский
Формат: реферат
Тип документа: Word Doc
1085 7675
Скачать документ

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.

Нашли опечатку? Выделите и нажмите CTRL+Enter

Похожие документы
Обсуждение

Ответить

Курсовые, Дипломы, Рефераты на заказ в кратчайшие сроки
Заказать реферат!
UkrReferat.com. Всі права захищені. 2000-2020