Почему годовой радиационный баланс меньше суммарной солнечной радиации?

9 ответов на вопрос “Почему годовой радиационный баланс меньше суммарной солнечной радиации?”

  1. Malathris Ответить

    ?
    7. Изучите текст § 21, проанализируйте рисунки 36 и 37 учебника.
    1) Определите основную закономерность в распределении суммарной солнечной радиации по территории России.
    Количество суммарной солнечной радиации территории определяется её широтой местоположения.
    2) Определите территории с минимальными и максимальными величинами суммарной солнечной радиации.
    Максимальные величины суммарной солнечной радиации характерны для юга страны: Саратовская, Воронежская, Волгоградская, Ростовская, Астраханская области, Северный Кавказ.
    Минимальные величины суммарной солнечной радиации характерны для севера страны: Мурманская, Архангельская, Тюменская область, Якутия.
    3) Выявите, как меняется поступление солнечной радиации по сезонам года.
    На экваторе и тропиках – незначительно, Максимальны различия на полюсе, где зимой Солнце вообще не светит.
    4) Установите, как распределяется по территории России радиационный баланс (для наглядности сравните величину радиационного баланса Санкт-Петербурга и Магадана, лежащих практически на одной широте).
    Примерно при одинаковой суммарной радиации в Магадане радиационный баланс больше, чем в Санкт-Петербурге. Значительное количества солнечной радиации, поступающей на поверхность территории Магадана поглощается морями Тихого океана, в то время, как в Санкт-Петербурге отражается от земной поверхности.
    Почему годовой радиационный баланс меньше суммарной солнечной радиации?
    Радиация, являясь суммарной и всеохватывающей будет превосходить радиационный баланс, который является следствием разности нескольких видов энергии.
    5) Какое количество солнечной радиации получает ваша местность?
    Суммарная солнечная радиация нашей местности составляет около 100 ккал/см2 в год.
    6) Определите максимальную высоту Солнца в дни весеннего и осеннего равноденствия, летнего и зимнего солнцестояния для вашей местности.
    Максимальная высота Солнца в дни весеннего и осеннего равноденствия в нашей местности составляет 34,5°. В день летнего солнцестояния – 58°, зимнего – 11°.

  2. Bloodpick Ответить

     Известно, что лучи Солнца, проходя через земную атмосферу, претерпевают существенные изменения, ведущие к уменьшению радиации. При этом часть солнечной радиации поглощается и рассеивается атмосферой и облаками, часть отражается от них. Кроме того, солнечная радиация, прошедшая через атмосферу,  частично отражается и от самой земной поверхностью.
    В целом из 100 % солнечной энергии, приходящей на верхнюю границу атмосферы Земли (солнечная постоянная), 50 % достигает земной поверхности. Из них 7 % сразу же отражается. Оставшиеся 43 % солнечной постоянной, достигшие земной поверхности, поглощаются ею и трансформируются в тепло. 15 % в виде тепловых волн излучаются в атмосферу и нагревают ее. Остальные 28 % составляют тепловой баланс земной поверхности (без атмосферы); 23 % тратится на физическое испарение, транспирацию, фотосинтез, а 5 % идет на турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой.
    Отметим, что численные значения потоков поглощения, отражения и излучения, приводимые другими авторами, могут быть несколько иными. Это не случайно, так как лишь малая доля радиационных потоков измеряется с помощью приборов, в основном же баланс энергии рассчитывается.
    Солнечное облучение поступает на земную поверхность в виде прямой и рассеянной радиации.
    Радиационный баланс деятельной поверхности, на которой происходит преобразование потока солнечной энергии, или радиационный баланс элементарной геосистемы рассчитывается по формуле:
    R = (I + S) (1 – А) – Eэф , где
    R – радиационный баланс, I – прямая радиация, S – рассеянная радиация, А – альбедо, Еэф – эффективного длинноволновое излучение. Прямая и рассеянная радиация (I + S) образуют суммарную радиацию (Q). Поэтому радиационный баланс можно записать так: R = Q (1 – А) – Eэф .
    Принципиальной сложности для определения составляющих радиационного баланса в настоящее время нет. Гидрометеослужбой накоплен массовый материал актинометрических наблюдений, сосредоточенный в справочниках по климату. Правда, данные актинометрических наблюдений получены для стандартной деятельной поверхности (луга в условиях обширной лесной, лесостепной и степной зон). На физико-географических стационарах для определения составляющих радиационного баланса обычно используется специальная аппаратура.
    В зависимости от соотношения приходно-расходных составляющих (структуры) баланса значение радиационного баланса бывает положительным, если поверхность поглощает больше радиации, чем отдает (поток направлен к поверхности ландшафта), и отрицательным, если поверхность поглощает радиации меньше, чем отдает (поток направлен от поверхности ландшафта в атмосферу
    Рассмотрим составляющие радиационного баланса.
    Суммарная радиация является приходной частью радиационного баланса. Величина приходящей к поверхности суммарной радиации зависит от угла падения солнечных лучей и продолжительности освещения, а также от состояния атмосферы – облачности и характера облаков, влажности, запыленности и т.д. Это хорошо подтверждается фактом распределения суммарной радиации по земной поверхности. Годовые значения суммарной радиации изменяются от 55-60 ккал/см2 до величин инсоляции, превышающих 220 ккал/см2. В тропических широтах значение суммарной радиации достигает своего максимума, который приходится на пояса высокого давления северного и южного полушарий. Наибольшие величины суммарной радиации приходятся на тропические внутриконтинентальные пустыни и объясняются, прежде всего, обилием прямой радиации при небольших влажности воздуха и облачности.
    В то же время в муссонных областях тропических широт и в экваториальных широтах из-за большой влажности и облачности значения суммарной радиации сокращается. Так, на побережье Гвинейского залива оно составляет 100 ккал/см2год. В высоких широтах летом количество суммарной радиации возрастает от полярного круга к полюсу, что связано с условиями освещенности и влажности воздуха. Зимой влияние широты места приводит к существенным различиям в поступлении суммарной радиации, особенно в умеренных и высоких широтах. Почти во всех широтных зонах приток солнечной радиации на суше из-за меньшей облачности на 15-30 % больше, чем над океаном (исключение составляют приэкваторильные зоны, здесь суша получает на 9-10 % больше, чем акватория океанов, что связано с различным суточным ходом облачности: над океаном облачность днем меньше, чем над сушей, ночью – наоборот). В целом для всей поверхности Земли суша получает на 8-9 % больше солнечной радиации, чем акватория океанов.
    Наряду с различиями в количествах поступающей солнечной радиации между крупными территориями, имеют место также различия и в этом показателе и между небольшими природными комплексами (морфологическими частями ландшафта). Эти различия связаны, в первую очередь, с положением на элементах рельефа и относительно водоемов. Горизонтальные поверхности и склоны, неодинаково ориентированные по отношению к Солнцу и имеющие разную крутизну, из-за неодинаковости углов падения солнечных лучей и времени освещения прямым светом получают неодинаковое количество суммарной радиации. На пониженные элементы рельефа и прибрежные участки, из-за повышенной здесь влажности, поступает меньше суммарной радиации, чем на более сухие участки.
    Наиболее яркие различия наблюдаются между неодинаково ориентированными склонами, особенно в количестве приходящей прямой радиации, доля которой в ясные безоблачные дни может составлять 80-90 % суммарной радиации. Так, в субтропических и умеренных широтах склоны северной и южной экспозиции по годовому количеству прямой радиации различаются более чем в два раза. Одинаковое количество прямой радиации поступает на пологие северные и южные склоны, расположенные соответственно на 65 и 52, 62 и 48, 54 и 400с.ш. Положение на разноориентированных экспозициях рельефа как бы удаляет эти участки друг от друга на расстояние до 1500 км по меридиану. По крутым склонам подобные сравнения обнаруживают еще большие контрасты: северные склоны получают столько прямой радиации, сколько южные, отстоящие от них на 40-450 по широте. Это значит, что крутой слон на широте Санкт-Петербурга (60 параллель) по поступлению прямой радиации равен северному склону на 15 параллели, т.е. на тот и другой склон приходится около 130 ккал/см2год (Щербаков, 1974). Почти одинаковое количество прямой радиации поступает за год на крутые северные склоны в районе тропика и на южные – в районе полярного круга. И хотя рассеянная радиация на все склоны поступает более равномерно, все равно различия, обусловленные неравномерным поступлением прямой радиации, заметно сказываются на величине суммарной радиации.  По количеству суммарной радиации неодинаково ориентированные склоны различаются повсеместно (Щербаков, 1974).
    Неравномерность распределения солнечной радиации в пределах геосистем в первую очередь обусловлена разнообразием форм рельефа. По данным А.В.Дроздова, относительные различия в приходе солнечной радиации между склонами и горизонтальной поверхностью на 560
    с.ш. (Курский стационар) меняются в широких пределах: склоны южной экспозиции с уклонам 200 получают на 20-50 % солнечной радиации больше, чем горизонтальная поверхность, а северные склоны – на столько же меньше.
    Эффективное излучение складывается из двух взаимопротивоположных потоков – длинноволнового излучения земной поверхности (или природного комплекса) и длинноволнового противоизлучения атмосферы. Эффективное излучение рассчитывается по формуле:
    Еэф
    = Ез – Еа , где
    Ез
    – тепловое излучение земной поверхности (или собственное излучение ландшафтного комплекса), Еа – тепловое излучение атмосферы к деятельной поверхности (или встречное излучение).
    Эффективное излучение определяется двумя способами. Непосредственно при помощи пиргеометра и расчетным путем, используя данные метеонаблюдений. Эффективное излучение при безоблачном небе можно определить по закону Стефана – Больцмана.
    Е0 = ??Т4 (0,254 – 0,0066е), где
    Е0
    – эффективное излучение при безоблачном небе, ? – коэффициент, характеризующий отличие свойств изучающих поверхностей от свойств черного тела. По М.И.Будыко (1971), коэффициент ? мало меняется в разных естественных условиях и может быть принят за 0,95; ? – -постоянная Стефана – Больцмана, равная 5,67х10-5
    эрг/см2 х с х град4 или 8,14х10-11 кал/см2
    х мин х град4; Т – абсолютная температура воздуха (в К), е – абсолютная влажность воздуха, в мм рт ст.
    Учет влияния обилия и высоты облачности осуществляется по формуле:
    Е = Е0 (1 – сn) , где
    Е – эффективное излучение в реальных условиях с учетом облачности, n – облачность в долях от 1; с – коэффициент на высоту (ярусность) облаков. М.И.Будыко. основываясь на работах Н.А.Ефимовой (1961), рекомендует следующие значения с: св = 0,15-0,20; сс
    = 0,50-0,60; сн = 0,70-0,80. Здесь св, сс, сн
    – значения коэффициентов для облачности верхнего, среднего и нижнего ярусов.
    В том случае, если температура воздуха существенно отличается от температуры деятельной поверхности, Н.А.Ефимова (1961) предложила формулу для расчета эффективного излучения, учитывающая эту разность:
    Е = Е0 (1 – сn) + 4??Т3 (То –Т), где
    То
    – температура деятельной поверхности, в К.
    Этот метод применен в Главной геофизической обсерватории для расчета величин эффективного излучения для 1850 пунктов (1600 из них на континентах и 250 – на океанах) земного шара.
    Величина эффективного излучения зависит от температуры и влажности воздуха, связанных между собой – с увеличением температуры растет абсолютная влажность. Но рост температуры и влажности не вызывает соответствующих изменений в величине эффективного излучения, поскольку температура и влажность влияют на эту величину с противоположных направлениях. Поэтому значение эффективного излучения сравнительно мало меняется в пространстве. Наибольшие годовые значения суммы эффективного излучения приурочены к областям тропических пустынь, где она достигает 80-90 ккал/см2; в континетальных районах она больше, чем в условиях влажного климата. Например, в пустынях Средней Азии эффективное излучение достигает в среднем 60-70 ккал/см2, а в морских и влажных муссонных умеренных климатах оно снижается до 30-35 ккал/см2.
    Различия в величине эффективного излучения между небольшими территориями обусловлены приведенными закономерностями, и эта величина неодинакова для влажных прибрежных участков, низин, склонов определенных экспозиций, сухих участков и т.д. Кроме того, эффективное излучение зависит от теплоемкости литогенной основы ландшафта – чем она больше, тем меньше нагрев и отдача на излучение.
    Важнейшей геофизической характеристикой деятельной поверхности, отличающей один ландшафт от другого, является ее отражательная способность или альбедо. А = D / Q, где D – отраженная коротковолновая радиация, Q – суммарная радиация.
    Отношение радиации, отраженной Землей в целом (облаками и земной поверхностью), к радиации, поступившей на внешнюю границу атмосферы, называют планетарным альбедо Земли. Его величину оценивают в 30-35 %.
    Альбедо, с одной стороны, определяет энергетику ландшафта, а с другой – продукт его формирования. В настоящее время имеется достаточно большой материал по измерению альбедо, как на актинометрических станциях, так и с самолетов, а также в результате других специальных экспедиционных исследованиях. Значения альбедо представлены в справочниках по климату. Установлено, что альбедо земной поверхности изменяется в весьма широких пределах. Так, альбедо чистого снега равно 85-90 %, песка – 30-35, чернозема – 5-14, листьев зеленых – 20-25, листьев желтых – 33-39, водной поверхности при высоте Солнца 900 – 2, водной поверхности при высоте Солнца 200 – 78 %. Таким образом, высокая отражательная способность поверхности характерна для полярных областей и здесь альбедо мало меняется в годовом ходе: в Антарктиде лишь в пределах 80-86 %, а в Центральной Арктике – в пределах 70-86 %. Уменьшение альбедо в июле в Арктике обусловлено более интенсивным летним таянием снега, чем в ноябре и декабре в Антарктиде. Альбедо водной поверхности в среднем меньше альбедо большинства естественных поверхностей суши и зависит от угла падения лучей Солнца.
    Исследования ландшафтных комплексов показывают, что в лесостепной зоне наиболее низкое альбедо у лесных насаждений – 11-14 у хвойных и 16-18 % у молодых лиственных пород. Альбедо естественных лугово-степных травостоев 18-22 % (Ю.Л.Раунер, 1972). Альбедо луговых пойм с проективным покрытием 80 % – 21-25 %, низинных травяных болот – 16, солончаков с грязно-белой поверхностью – 35, заснеженная поверхность (сухой свежий снег) – 85-90 % (К.Н.Дьяконов, 1991).
    Преднамеренные и непреднамеренные преобразования климата часто связаны с изменением альбедо деятельной поверхности. Примером преднамеренных преобразований может выступать зачернение поверхности снежников и ледников угольной пылью или другими веществами, имеющими низкие значения альбедо с целью увеличения поглощенной радиации и усиления таяния ледников и снежников. Последние являются источниками питания горных рек. Экспериментальные работы в этом направлении были проведены в горах Средней Азии Институтом географии Российской АН и дали положительные результаты.
    Пример непреднамеренного преобразования – осушительные мелиорации. Осушение низинных и переходных ивняково-осоково-сфагновых болот и появление гидрофильно-злаковых лугов в условия Мещерской низменности привело к увеличению альбедо в среднем с 20,6 до 23,1 % (июль); в июне, когда высота Солнца на 3-50 выше, альбедо луга равно 22,3%, болота – 17,0 %. Эффективное излучение в июне – начале июля на 21 % выше на осушенном болоте. С прогревом естественного болота его эффективное излучение возрастает, и во вторую половину теплого периода оно на 11 % выше на болоте (К.Н.Дьяконов, 1982).
    При изменении альбедо деятельной поверхности наблюдаются  преобразования в микро – и местном климате территории. Можно привести пример глобального преобразования климата путем изменения альбедо. М.И.Будыко (1974) показано, что в случае снижения альбедо полярных льдов с 62 до 30 % ледовый покров Центральной Арктики исчезнет и это вызовет глобальное потепление в Арктике зимой на 200С, а летом – на несколько градусов.
    Поскольку все составляющие радиационного баланса территориально изменчивы, то и значению радиационного баланса свойственна такая же изменчивость. Большие различия в величине радиационного баланса прослеживаются между водной поверхностью и поверхностью суши. При переходе с моря на сушу изолинии радиационного баланса не стыкуются, поскольку радиационный баланс моря на 20-25 % больше, чем суши в данном месте. В целом распределение радиационного баланса зависит от широты. При этом в среднем за год значение радиационного баланса положительно всюду, за исключением поверхностей крупных ледников. В умеренных и высоких широтах величина радиационного баланса возрастает с уменьшением широты, а в тропических и экваториальных его распределение по территории определяется условиями увлажнения, поскольку при малой облачности и влажности высокие значения эффективного излучения и альбедо ведут к снижению радиационного баланса. К такому же эффекту приводит и очень большая облачность. Наибольшее значение наблюдается при благоприятном сочетании облачности и увлажнения территории и характерно для саванн и периодически увлажняемых лесов субэкваториального пояса.
    В целом радиационный баланс так же неоднороден для небольших территорий, как и его составляющие. Те же, что и отмеченные выше, факторы, и главным образом геофизические свойства литогенной основы ландшафта и обусловленные ими увлажнение и растительный покров, являются причиной различий величины радиационного баланса ландшафтных комплексов. Примером, показывающим разницу в величине радиационного баланса между морфологическими частями ландшафта, могут служить результаты наблюдений на Харанорском стационаре. Здесь каждой фации на поверхности почвы присущи свои показатели радиационного баланса. Эти различия, в общем, выдерживаются и по ходу радиационного баланса во времени. Радиационный баланс на верхнем уровне травостоя изменяется между фациями в пределах 20-22 %, растительный покров и геофизические свойства литогенной основы ландшафта способствуют усилению различий в величине радиационного баланса, между природными комплексами и на поверхности почвы эти различия возрастают с –20-22 до 120-125, т.е. почти в шесть раз.
    По другим исследованиям различия между морфологическими частями ландшафта по радиационному балансу находятся в отмеченных пределах. Однако эти различия по величине таковы, что не уступают различиям в радиационном балансе, имеющим место между крупными территориями, в том числе и между природными зонами.
    Около половины суммарной радиации составляет фотосинтетически активная радиация (ФАР), которая является основным энергетическим потоком для растительности, так как именно ФАР используется для важнейшего физиологического процесса – фотосинтеза. ФАР рассчитывается по формуле
    ФАР = 0,40 I + 0,62 S,  где  I- прямая радиация, S – рассеянная радиация.
    ФАР, поступающая к поверхности ландшафтов в составе суммарной радиации, распределяется также неравномерно не только в пределах крупных территорий, но и в пределах небольших природных комплексов: плакор – 305, низина – 251, северный склон – 246, южный склон – 323 ккал/см2
    (Ю.Л.Раунер и др., 1972).
    Суммарная радиация в условиях горного рельефа. Общеизвестно, что суммарная радиация с высотой возрастает. При этом градиенты изменения радиации на каждые 100 м сильно меняются как с высотой местности над уровнем моря, так и в зависимости от  сезона года.
    Точное установление градиентов изменения радиации осложняется, во-первых, тем, что, сеть актинометрических станций в горных районах редка и, во-вторых, различным соотношением прямой и рассеянной радиации, обусловленной неодинаковой облачностью в горных районах и, как следствие, – различными суммарными радиациями и ее градиентами.
    Расчету количества солнечной радиации, приходящейся на наклонные поверхности – склоны различной экспозиции и крутизны, посвящено большое количество исследований (например, Н.Н.Выгодская, 1981). Так, различия между склонами северной и южной экспозиции (для юга Приморского края) в годовом ходе месячных сумм суммарной радиации особенно существенны зимой, когда они соответственно равны: (17 и 29)х104 кДж/м2 для склонов крутизной 100 и (8 и 42)х104 кДж/м2 для склонов крутизной в 400 . В июле различия несколько меньше: для склонов крутизной 100 (56 и 61)х104 кДж/м2, а для 400-х склонов (40 и 46)х104 кДж/м2.
    Велика роль экспозиции и в распределении суммарной радиации за теплый период (май-сентябрь) и в практически об отсутствии (для ряда экспозиций) высотной поясности суммарной радиации. Для северных склонов суммарные энергоресурсы (независимо от уровня моря) сравнимы с таковыми для горизонтальной поверхности на широтах 640 – 550
    (Архангельск – Каунас), а для южных – 390 – 380 (Душанбе – Ак-Молла).
    Как считает Н.Н.Выгодская (1981), масштаб воздействия высоты, экспозиции и крутизны склона очевиден из следующих соотношений: а) вертикальные градиенты суммарной радиации на 100 м соизмеримы с межширотными градиентами в зоне изменения широты на 10; б) различия в суммарной радиации пологих и крутых склонов соизмеримы с межширотными различиями в ее интенсивности для зон шириной в 4 – 200; в) экстремальные межэкспозиционные контрасты в пределах одного высотного соизмеримы с межширотными в интервале 20 – 320 . на всех широтах для северных склонов характерная меньшая суммарная радиация, соответствующая таковой на 11 – 250 севернее от средней широты района. Южные склоны получают радиации столько, сколько горизонтальная поверхность, расположенная на 2 – 60 к югу от средней широты региона.
    Приведенные выводы характерны лишь для некоторых регионов и для верхней границы фации (биогеоценоза). В действительности ПТК с хорошо развитой растительностью обладают способностью нивелировать экспозиционные различия. Это хорошо видно, например, в буковых лесах. Несмотря на то, что деревья бука произрастают на склонах крутизной 20 – 300 и более, верхние листья этих деревьев, которые являются основными приемниками радиации, расположены горизонтально, а не параллельно склону.

  3. Сатира Ответить

    Сомлнечная радиамция — электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца. Следует отметить, что данный термин являетсякалькой с англ. Solar radiation («Солнечное излучение»), и в данном случае не означает радиацию в «бытовом» смысле этого слова (ионизирующее излучение).
    Солнечная радиация измеряется по её тепловому действию (калории на единицу поверхности за единицу времени) и интенсивности (ватты на единицу поверхности). В целом, Земля получает от Солнца менее 0,5Ч10-9 от его излучения.
    Электромагнитная составляющая солнечной радиации распространяется со скоростью света и проникает в земную атмосферу. До земной поверхности солнечная радиация доходит в виде прямой и рассеянной радиации.
    Всего Земля получает от Солнца менее одной двухмиллиардной его излучения. Спектральный диапазон электромагнитного излучения Солнца очень широк — отрадиоволн до рентгеновских лучей — однако максимум его интенсивности приходится на видимую (жёлто-зелёную) частьспектра.
    Существует также корпускулярная часть солнечной радиации, состоящая преимущественно из протонов, движущихся от Солнца со скоростями 300–1500 км/с (см. Солнечный ветер). Во время солнечных вспышек образуются также частицы больших энергий (в основном протоны и электроны), образующие солнечную компоненту космических лучей.
    Энергетический вклад корпускулярной составляющей солнечной радиации в её общую интенсивность невелик по сравнению с электромагнитной. Поэтому в ряде приложений термин «солнечная радиация» используют в узком смысле, имея в виду только её электромагнитную часть.
    Солнечная радиация — главный источник энергии для всех физико-географических процессов, происходящих на земной поверхности и в атмосфере (см. Инсоляция). Количество солнечной радиации зависит от высоты солнца, времени года, прозрачности атмосферы. Для измерения солнечной радиации служат актинометры и пиргелиометры. Интенсивность солнечной радиации обычно измеряется по её тепловому действию и выражается в калориях на единицу поверхности за единицу времени (см. Солнечная постоянная).
    Солнечная радиация сильно влияет на Землю только в дневное время, безусловно — когда Солнце находится над горизонтом. Также солнечная радиация очень сильна вблизи полюсов, в период полярных дней, когда Солнце даже в полночь находится над горизонтом. Однако зимой в тех же местах Солнце вообще не поднимается над горизонтом, и поэтому не влияет на регион. Солнечная радиация не блокируется облаками, и поэтому всё равно поступает на Землю (при непосредственном нахождении Солнца над горизонтом). Солнечная радиация – это сочетание ярко-жёлтого цвета Солнца и тепла, тепло проходит и сквозь облака. Солнечная радиация передаётся на Землю посредством излучения, а не методом теплопроводности.
    Сумма радиации, полученной небесным телом, зависит от расстояния между планетой и звездой — при увеличении расстояния вдвое количество радиации, поступающее от звезды на планету уменьшается вчетверо (пропорционально квадрату расстояния между планетой и звездой). Таким образом, даже небольшие изменения расстояния между планетой и звездой (зависит от эксцентриситета орбиты) приводят к значительному изменению количества поступающей на планету радиации. Эксцентриситет земной орбиты тоже не является постоянным – с течением тысячелетий он меняется, периодически образуя то практически идеальную круг, иногда же эксцентриситет достигает 5% (в настоящее время он равен 1,67%), то есть в перигелии Земля получает в настоящее время в 1,033 больше солнечной радиации, чем в афелии, а при наибольшем эксцентриситете – более чем в 1,1 раза. Однако гораздо более сильно количество поступающей солнечной радиации зависит от смен времён года — в настоящее время общее количество солнечной радиации, поступающее на Землю, остаётся практически неизменным, но на широтах 65 С.Ш. (широта северных городов России, Канады) летом количество поступающей солнечной радиации более чем на 25% больше, чем зимой. Это происходит из-за того, что Земля по отношению к Солнцу наклонена под углом 23,3 градуса. Зимние и летние изменения взаимно компенсируются, но тем не менее по росту широты места наблюдения всё больше становится разрыв между зимой и летом, так, на экваторе разницы между зимой и летом нет. За Полярным кругом же летом поступление солнечной радиации очень высоко, а зимой очень мало. Это формирует климат на Земле. Кроме того, периодические изменения эксцентриситета орбитыЗемли могут приводить к возникновению различных геологических эпох: к примеру, ледникового периода.
    Радиационный баланс земной поверхности – разность между суммарной солнечной радиацией, поглощенной земной поверхностью, и ее эффективным излучением. Для земной поверхности
    – приходная часть есть поглощенная прямая и рассеянная солнечная радиация, а также поглощенное встречное излучение атмосферы;
    – расходная часть состоит из потери тепла за счет собственного излучения земной поверхности.
    Радиационный баланс может быть положительным (днем, летом) и отрицательным (ночью, зимой); измеряется в кВт/кв.м/мин.
    Радиационный баланс земной поверхности – важнейший компонент теплового баланса земной поверхности; один из основных климатообразующих факторов.
    Температура воздуха, инверсия температуры. Особенности распределения тепла в почве.
    Температура воздуха — одно из свойств воздуха в природе, выражающегося количественно. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхности температура воздуха варьируется в довольно широких пределах: крайние её значения, наблюдавшиеся до сих пор, +57.8? (в Ливии) и около ?89.2? (на материке Антарктида). С высотой температура воздуха меняется в разных слоях и случаях по-разному. В среднем она сначала понижается до высоты 10-15 км, затем растёт до 50-60 км, потом снова падает и т. д. Температура воздуха, а также почвы и воды в большинстве стран выражается в градусах международной температурной шкалы, или шкалы Цельсия (?С), общепринятой в физических измерениях. Нуль этой шкалы приходится на температуру, при которой тает лёд, а +100? — на температуру кипения воды. Однако в США и ряде других стран до сих пор не только в быту, но и в метеорологии используется шкала Фаренгейта (F). В этой шкале интервал между точками таяния льда и кипения воды разделён на 180?, причём точке таяния льда приписано значение +32?. Таким образом, величина одного градуса Фаренгейта равна 5/9?С, а нуль шкалы Фаренгейта приходится на ?17.8?С. Нуль шкалы Цельсия соответствует +32?F, а +100?С = +212?F. Кроме того, в теоретической метеорологии применяется абсолютная шкала температур (шкала Кельвина, К). Нуль этой шкалы отвечает полному прекращению теплового движения молекул, то есть самой низкой возможной температуре. По шкале Цельсия это будет ?273,18?0.03?С. Но на практике за абсолютный нуль принимается в точности ?273?С. Величина единицы абсолютной шкалы равна величине градуса шкалы Цельсия. Поэтому нуль шкалы Цельсия соответствует 273 абсолютной шкалы (273К). По абсолютной шкале все температуры положительные, то есть выше абсолютного нуля.
    Инверсия в метеорологии означает аномальный характер изменения какого-либо параметра в атмосфере с увеличением высоты. Наиболее часто это относится к температурной инверсии, то есть к увеличению температуры с высотой в некотором слое атмосферы вместо обычного понижения (см. атмосфера Земли).
    Различают два типа инверсии:
    приземные инверсии температуры, начинающиеся непосредственно от земной поверхности (толщина слоя инверсии — десятки метров)
    инверсии температуры в свободной атмосфере (толщина слоя инверсии достигает сотни метров)
    Инверсия температуры препятствует вертикальным перемещениям воздуха и способствует образованию дымки, тумана, смога,облаков, миражей. Инверсия сильно зависит от местных особенностей рельефа. Увеличение температуры в инверсионном слое колеблется от десятых долей градусов до 15–20 °C и более. Наибольшей мощностью обладают приземные инверсии температуры в Восточной Сибири и в Антарктиде в зимний период.

  4. Thunderbrew Ответить

    ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ
    ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ
    «КАЛИНИНГРАДСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ»
    (ФГОУ «КГТУ»)
    Реферат
    по дисциплине учение о биосфере
    на тему
    “Солнечная радиация. Радиационный баланс. Географическое распределение составляющих. Энергетический баланс Земли и климат”
    Работу выполнила
    ст. гр. 07-ЭП
    Климова Елена
    Калининград
    2010
    Содержание
    1.Солнечная радиация…………………………………………………………….3
    2. Солнечная постоянная…………………………………………………………3
    3. Радиационный баланс………………………………….………………………5
    4. Энергетический баланс…………………………………………………………7
    5. Распределение составляющих энергетического баланса……………………9
    6. Современный климат…………………………………………………………14
    7.Список использованных источников…………………………………………18
    1. Солнечная радиация
    Солнце – ближайшая к Земле звезда, принадлежащая к классу желтых звезд карликов. Диаметр Солнца около 1,4 млн.км , среднее расстояние от Земли 149,5 млн. км . В результате происходящих на Солнце ядерных реакция температура на его поверхности равна приблизительно 6000 К, что обуславливает излучение Солнцем значительного количества энергией.
    Поступающая от Солнца на Землю радиация является единственной формой прихода лучистой энергией, определяющей энергетический баланс и термический режим Земли. Радиационная энергия, приходящая к земле от всех других небесных тел, на столько мала, что не оказывает сколько-нибудь заметного влияния на происходящие на Земле процессы теплообмена. В соответствии с температурой излучающей поверхности Солнца максимум радиационной энергии наблюдается при длинах волн около 0,50 мкм, причем основная часть энергии, излучаемой Солнцем, приходится на интервал длин волн 0,3-2,0 мкм.
    При удалении от Солнца интенсивность его излучения изменяется обратно пропорционально квадрату расстояния. Так как Земля движется вокруг Солнца по эллиптической орбите, интенсивность солнечной радиации, приходящей на внешнюю границу атмосферы, изменяется в течение года в соответствии с изменением расстояния между Землей и Солнцем. Наименьшее расстояние Земли от Солнца отмечается в начале января и составляет 147 млн. км. Наибольшее расстояние, достигаемое в начале июня, равно 153 млн. км.
    2. Солнечная постоянная
    Поток солнечной энергии за единицу времени через площадку единичного размера, перпендикулярно солнечным лучам и расположенную вне атмосферы на среднем расстоянии от Земли, называют солнечной постоянной. В связи с изменениями расстояния Земли от Солнца фактические значения потоков солнечной энергии на внешней границе атмосферы Земли отличаются от солнечной постоянной. Эти отличия достигают 3,5%.
    Вопрос об определении величины солнечной постоянной рассматривался в многочисленных исследованиях. В течение длительного времени солнечная постоянная находилась по данным наземных актинометрических наблюдений. Такой метод определения ее величины был связан с заметными погрешностями, поскольку приходилось учитывать ослабление потока солнечной радиации в атмосфере, что можно было сделать только приближенно.
    В последнее время были выполнены наблюдения за величиной солнечной постоянной на больших высотах, в том числе и на спутниках Земли. Эти наблюдения привели к заключению, что солнечная постоянная равна 1368 Вт/м?.
    Наблюдения на спутниках показали, что солнечная постоянная может на короткое время изменяться на величину от 0,1%-0,2% . Вопрос о возможности ее длительных изменений, относящихся к интервалам больше года, пока еще не выяснен, в связи с чем значение этих изменений для колебания климата не может считаться доказанным.
    Зная величину солнечной постоянной, можно рассчитать, сколько энергии поступило бы на поверхность Земли в различных широтах при отсутствии влияния атмосферы на радиацию.Наибольшие суточные суммы радиации наблюдаются под полюсами в периоды летнего солнцестояния. Следует отметить, что в периоды при перемещении к более низким широтам после некоторого снижения радиации наблюдается небольшой второй максимум, который после перехода в южное полушарие сменяется областью снижения радиации вплоть до нулевых значений. В периоды равноденствий максимум радиации приходится на экватор, причем при увеличении широты суммы радиации убывают сначала медленно, а затем все быстрее. В высотах широтах зимой радиация мала и равна нуля.
    В действительности атмосфера не является вполне прозрачной средой для солнечной радиации. Заметная часть поступающей от Солнца радиации поглощается и рассеивается в атмосфере, а также отражается обратно в мировое пространство. Особенно большое влияние на распространение солнечной радиации оказывают облака, однако и при отсутствии облачности солнечная радиация в атмосфере существенно изменяется.
    Радиация Солнца поглощается в атмосфере водяным паром и каплями воды, озоном, углекислым газом и пылью. Рассеяние солнечной радиации обуславливается как молекулами воздуха, так и различными примесями – пылью, водяными каплями и т.д.
    Прошедший через атмосферу поток прямой солнечной радиации зависит от прозрачности атмосферы, а также от высоты Солнца, которая определяет длину пути солнечных лучей в атмосфере. Наибольшее значение потока прямой радиации наблюдается при безоблачном небе и высокой прозрачности атмосферы. В таких условиях на перпендикулярную поверхность может достигать 1000-1200 Вт/м?. Средние полуденные значения этого потока в средних широтах обычно равны 700-900 Вт/м?. При уменьшении высоты Солнца в суточном ходе прямая солнечная радиация заметно уменьшается в соответствии с возрастанием оптической массы атмосферы.
    Количество рассеянной радиации, поступающей к земной поверхности, изменяется в широких пределах, главным образом в зависимости от условий облачности и высоты Солнца. Теоретический расчет этого потока радиации довольно сложен и не дает вполне точных результатов. Имеющиеся данные наблюдения позволяют заключить, что во многих случаях поток рассеянной радиации сравним по величине с потоком прямой радиации, приходящей на горизонтальную поверхность. Наибольшие значения рассеянной радиации наблюдается при наличии облачности. Существенное влияние на рассеянную радиацию оказывает отражательная способность земной поверхности. В частности, рассеянная радиация заметно возрастает при наличии снежного покрова, который отражает значительное количество солнечной энергии.
    Общая картина основных преобразований энергии Солнца в географической оболочке Земли имеет следующий вид. Поток солнечной радиации на среднем расстоянии Земли от Солнца равен величине солнечной постоянной. Вследствие шарообразности Земли на единицу поверхности внешней границы атмосферы в среднем поступает четвертая часть общей величины потока – около 340 Вт/м?, причем приблизительно 240 Вт/м? поглощается Землей как планетой. При этом существенно, что большая часть общего количества поглощенной солнечной радиации поглощается поверхностью Земли, тогда как атмосфера поглощает значительно меньшую часть.
    3. Радиационный баланс
    Поверхность Земли, нагретая в результате поглощения солнечной радиации, становится источником длинноволнового излучения, передающего тепло в атмосферу. Содержащиеся в атмосфере водяной пар, пыль и различные газы, поглощающие длинноволновую радиацию, задерживают длинноволновое излучение земной поверхности. В связи с этим значительная часть излучения земной поверхности компенсируется противоизлучением атмосферы. Разность собственного излучения поверхности Земли и поглощаемого земной поверхностью противоизлучения атмосферы называется эффективным излучением. Эффективное излучение земной поверхности зависит главным образом от температуры земной поверхности, влагосодержания воздуха и облачности. В зависимости от этих фак­торов эффективное излучение может изменяться от значений, близких к нулю, до нескольких сот Вт/м2
    . Эффективное излучение обычно в несколько раз меньше потока длинноволнового излучения земной поверхности, который наблюдался бы при полной прозрачности атмосферы для длинноволновой радиации. Сумма потоков радиационной энергии, приходящих к поверхности Земли и уходящих от нее, называется радиационным балансом земной поверхности. Очевидно, что радиационный баланс равен разности между количеством прямой и рассеянной радиации, поглощаемой земной поверхностью, и эффективным излучением.
    Радиационный баланс может быть положительным (днем, летом) и отрицательным (ночью, зимой); измеряется в кВт/кв.м/мин.
    Радиационный баланс земной поверхности – важнейший компонент теплового баланса земной поверхности; один из основных климатообразующих факторов. Энергия радиационного баланса земной поверхности расходуется на нагревание атмосферы, испарение, теплообмен с другими слоями гидросферы и литосферы.
    На Землю поступает мощный поток солнечной энергии, который поддерживает жизнь и возвращается в космическое пространство в виде теплового излучения. Можно говорить о системах превращения энергии из одной формы в другую, а именно – энергии солнечного излучения в химическую энергию, накапливаемую фотосинтезирующими растениями, а ее – в другие формы по мере прохождения пищевых цепей. Большая часть поступающей солнечной энергии превращается непосредственно в тепло: происходит нагревание почвы, воды, а от них атмосферного воздуха. Приобретенное этими составляющими геосфер тепло в существенной мере определяет климат, погоду, движение воздушных и водных масс, в конце концов обогревает все живущее на нашей планете. Постепенно тепло отдается в космическое пространство, где и теряется. В огромном потоке энергии для экосистем всех размеров есть вполне определенное место. Как установлено, в экосистемах используется весьма малая часть потока энергии.

  5. ZUBA Ответить

    Суммарная радиация – это сумма прямой (на горизонтальную поверхность) и рассеянной радиации. Состав суммарной радиации, т. е. соотношение между прямой и рассеянной радиацией, меняется в зависимости от высоты солнца, прозрачности, атмосферы и облачности.
    1. До восхода солнца суммарная радиация состоит полностью, а при малых высотах солнца – преимущественно из рассеянной радиации. С увеличением высоты солнца доля рассеянной радиации в составе суммарной при безоблачном небе уменьшается: при h = 8° она составляет 50%, а при h = 50° – только 10-20%.
    2. Чем прозрачнее атмосфера, тем меньше доля рассеянной радиации в составе суммарной.
    3. В зависимости от формы, высоты и количества облаков доля рассеянной радиации увеличивается в разной степени. Когда солнце закрыто плотными облаками, суммарная радиация состоит только из рассеянной. При таких облаках рассеянная радиация лишь частично восполняет уменьшение прямой, и поэтому увеличение количества и плотности облаков в среднем сопровождается уменьшением суммарной радиации. Но при небольшой или тонкой облачности, когда солнце совсем открыто или не полностью закрыто облаками, суммарная радиация за счет увеличения рассеянной может оказаться больше, чем при ясном небе.
    Суточный и годовой ход суммарной радиации определяется главным образом изменением высоты солнца: суммарная радиация изменяется почти прямо пропорционально изменению высоты солнца. Но влияние облачности и прозрачности воздуха сильно усложняет эту простую зависимость и нарушает плавный ход суммарной радиации.
    Суммарная радиация существенно зависит также от широты места. С уменьшением широты ее суточные суммы увеличиваются, причем, чем меньше широта места, тем равномернее суммарная радиация распределяется по месяцам, т. е. тем меньше амплитуда ее годового хода. Например, в Павловске (ц = 60°) ее месячные суммы составляют от 12 до 407 кал/см2, в Вашингтоне (ц = 38,9°) – от 142 до 486 кал/см2, а в Такубае (ц = 19°) – от 307 до 556 кал/см2. Годовые суммы суммарной радиации также увеличиваются с уменьшением широты. Однако в отдельные месяцы суммарная радиация в полярных районах может быть больше, чем в более низких широтах. Например, в бухте Тихой в июне суммарная радиация на 37% больше, чем в Павловске, и на 5% больше чем в Феодосии.
    Непрерывные наблюдения в Антарктиде за последние 7-8 лет показывают, что месячные суммы суммарной радиации в этом районе в самом теплом месяце (декабре) примерно в 1,5 раза больше, чем на таких же широтах в Арктике, и равны соответствующим суммам в Крыму и в Ташкенте. Даже годовые суммы суммарной радиации в Антарктиде больше, чем, например, в Санкт-Петербурге. Такой значительный приход солнечной радиации в Антарктиде объясняется сухостью воздуха, большой высотой антарктических станций над уровнем моря и высокой отражательной способностью снежной поверхности (70-90%), увеличивающей рассеянную радиацию [2, с. 215]
    Разность между всеми приходящими на деятельную поверхность и уходящими от нее потоками лучистой энергии называется радиационным балансом деятельной поверхности. Иначе говоря, радиационный баланс деятельной поверхности представляет собой разность между приходом и расходом радиации на этой поверхности. Если поверхность горизонтальна, то к приходной части баланса относятся прямая радиация, приходящая на горизонтальную поверхность, рассеянная радиация и встречное излучение атмосферы. Расход радиации слагается из отраженной коротковолновой, длинноволнового излучения деятельной поверхности и отраженной от нее части встречного излучения атмосферы.
    Радиационный баланс представляет собой фактический приход, или расход лучистой энергии на деятельной поверхности, от которого зависит, будет ли происходить ее нагревание или охлаждение. Если приход лучистой энергии больше ее расхода, то радиационный баланс положителен и поверхность нагревается. Если же приход меньше расхода, то радиационный баланс отрицателен и поверхность охлаждается. Радиационный баланс в целом, как и отдельные составляющие его элементы, зависит от многих факторов. Особенно сильно на него влияют высота солнца, продолжительность солнечного сияния, характер и состояние деятельной поверхности, замутнение атмосферы, содержание в ней водяного пара, облачность и др.
    Мгновенный (минутный) баланс днем обычно положителен, особенно летом. Примерно за 1 час до захода солнца (исключая зимнее время) расход лучистой энергии начинает превышать ее приход, и радиационный баланс становится отрицательным. Приблизительно через 1 час после восхода солнца он снова становится положительным. Суточный ход баланса днем при ясном небе примерно параллелен ходу прямой радиации. В течение ночи радиационный баланс обычно изменяется мало, но под влиянием переменной облачности он может изменяться значительно [10, с. 85]
    Годовые суммы радиационного баланса положительны на всей поверхности суши и океанов, кроме районов с постоянным снежным или ледяным покровом, например Центральной Гренландии и Антарктиды. Севернее 40° северной широты и южнее 40° южной широты зимние месячные суммы радиационного баланса отрицательны, причем период с отрицательным балансом увеличивается в направлении к полюсам. Так, в Арктике эти суммы положительны только в летние месяцы, на широте 60° – в течение семи месяцев, а на широте 50° – в течение девяти месяцев. Годовые суммы радиационного баланса меняются при переходе с суши на море.
    Радиационный баланс системы Земля-атмосфера представляет собой баланс лучистой энергии в вертикальном столбе атмосферы сечением 1 см2, простирающемся от деятельной поверхности до верхней границы атмосферы. Его приходная часть состоит из солнечной радиации, поглощенной деятельной поверхностью и атмосферой, а расходная – из той части длинноволнового излучения земной поверхности и атмосферы, которая уходит в мировое пространство. Радиационный баланс системы Земля-атмосфера положителен в поясе от 30° южной широты до 30° северной широты, а в более высоких широтах он отрицателен [4, с. 209]
    Изучение радиационного баланса представляет большой практический интерес, так как этот баланс является одним из основных климатообразующих факторов. От его величины зависит тепловой режим не только почвы или водоема, но и прилежащих к ним слоев атмосферы. Знание радиационного баланса имеет большое значение при расчетах испарения, при изучении вопроса о формировании и трансформации воздушных масс, при рассмотрении влияния радиации на человека и растительный мир.

Добавить ответ

Ваш e-mail не будет опубликован. Обязательные поля помечены *