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.

Похожие записи