Radiația totală și echilibrul radiațiilor

Orice student lucrează la un preț plăcut. Pentru clienții obișnuiți - reduceri! Lăsați cererea și vă vom răspunde cu privire la costul lucrărilor în 30 de minute!

Se știe că razele soarelui, care trec prin atmosfera pământului, suferă schimbări semnificative care duc la o scădere a radiației. În același timp, o parte a radiației solare este absorbită și împrăștiată de atmosferă și de nori, unii sunt reflectați din ele. În plus, radiația solară, transmisă prin atmosferă, este reflectată parțial de pe suprafața pământului în sine.







În general, din 100% din energia solară care atinge limita superioară a atmosferei Pământului (constantă solară), 50% atinge suprafața pământului. Dintre acestea, 7% se reflectă imediat. Restul de 43% din constanta solara, ajungand la suprafata pamantului, sunt absorbite de aceasta si transformate in caldura. 15% sub formă de unde de căldură sunt radiate în atmosferă și o încălzesc. Restul de 28% reprezintă echilibrul termic al suprafeței pământului (fără atmosferă); 23% sunt cheltuite pentru evaporare fizică, transpirație, fotosinteză și 5% sunt cheltuite pentru schimbul de căldură turbulent între suprafața pământului și atmosferă.

Iradierea soarelui intră pe suprafața pământului sub formă de radiații directe și împrăștiate.

Balanța de radiații a suprafeței active pe care se transformă fluxul de energie solară sau echilibrul radiațiilor geosistemei elementare se calculează cu formula:

R = (I + S) (1-A) -Eff. unde

R - echilibrul radiațiilor, I - radiații directe, S - radiații împrăștiate, A - albedo, Eef - radiații de undă lungă. Radiațiile directe și împrăștiate (I + S) formează radiația totală (Q). Prin urmare, balanța de radiație poate fi scrisă după cum urmează: R = Q (1 - A) - Eef.

În prezent nu există dificultăți fundamentale în determinarea componentelor balanței radiațiilor. Serviciul hidrometeorologic a acumulat un material masiv de observații actinometrice, concentrat în cărți de referință privind clima. Adevărat, datele observațiilor actinometrice au fost obținute pentru o suprafață activă standard (pajiști în zone extinse de pădure, pășuni și stepă). Spitalele fizico-geografice folosesc de obicei echipamente speciale pentru a determina componentele echilibrului radiațiilor.

În funcție de raportul dintre componente primire consumabil (structura) valoarea de bilanț radiații echilibru este pozitiv în cazul în care suprafața absoarbe mai mult de radiatii trimite (flux direcționat către suprafața peisajului) și negativ în cazul în care suprafața absoarbe radiația mai mică decât trimite (fluxul este direcționat de la suprafață peisajul în atmosferă

Luați în considerare componentele echilibrului radiațiilor.

Radiația totală face parte din echilibrul radiațiilor. Mărimea radiației totale care vine pe suprafață depinde de unghiul de incidență al razelor solare și de durata iluminării, precum și de starea atmosferei - de nori și de natura noriilor, umidității, prafului etc. Acest lucru este confirmat de distribuția radiației totale pe suprafața pământului. Valorile anuale ale radiației totale variază de la 55-60 kcal / cm2 la valori de inoculare care depășesc 220 kcal / cm2. În latitudinile tropicale, valoarea radiației totale atinge maximul său, care se produce în centurile de înaltă presiune ale emisferelor nordice și sudice. Cele mai mari valori ale radiației totale se încadrează pe deșerturile continentale tropicale interioare și sunt explicate, în primul rând, prin abundența radiației directe la umiditate scăzută și turbulență.

În același timp, în musonice latitudini tropicale și latitudini ecuatoriale din cauza valorilor totale de radiații de umiditate ridicată și nebulozitatea sunt în scădere. Deci, pe coasta Golfului Guineea este de 100 kcal / cm2 an. În latitudinile mari din timpul verii, cantitatea de radiație totală crește de la cercul polar la pol, ceea ce se referă la condițiile de iluminare și umiditatea aerului. În timpul iernii, influența latitudinii locului conduce la diferențe semnificative în aportul de radiații totale, în special la latitudini temperate și înalte. Aproape toate zonele latitudinale aflux de radiații solare pe teren din cauza norului de acoperire la 15-30% mai mult decât peste ocean (cu excepția zonei priekvatorilnye, aici terenul devine 9-10% mai mult decât apele oceanelor, care este asociat cu diferite de zi cu zi cursul de nori: peste ocean, tulburea în timpul zilei este mai puțin decât peste teren, pe timp de noapte - dimpotrivă). În general, pentru întreaga suprafață a Pământului, pământul primește cu 8-9% mai multă radiație solară decât zona de apă a oceanelor.

Împreună cu diferențele în cantitățile de radiație solară care intră între zonele mari, există și diferențe în acest indicator și între complexele mici naturale (părți morfologice ale peisajului). Aceste diferențe sunt asociate, în primul rând, cu poziția pe elementele reliefului și față de corpurile de apă. Suprafețele orizontale și pante orientate în mod diferit în raport cu soare și având o pantă variabilă, pentru că unghiurile nesimilaritate de incidență a luminii solare și a timpului de iluminare directă a luminii produse diferite cantități de radiații totale. Elementele de relief inferioare și zonele de coastă, datorită umidității crescute aici, primesc radiații mai puțin totale decât zonele mai uscate.

Diferențele cele mai izbitoare sunt observate între pantele orientate inegal, în special în cantitatea de radiații directe care intră, a căror pondere în zilele limpezi poate fi de 80-90% din radiația totală. Astfel, în latitudinile subtropicale și temperate, versanții expunerilor nordice și sudice diferă cu mai mult de un factor de două prin cantitatea anuală de radiații directe. Aceeași cantitate de radiații directe se îndreaptă spre pantele blânde din nord și sud, situate la 65 și 52, 62 și 48, 54 și 400 p. Poziția asupra expunerilor orientate diferit ale reliefului elimină aceste zone una față de cealaltă pentru o distanță de până la 1500 km de-a lungul meridianului. Pe pante abrupte, astfel de comparații arată contraste mai mari: pantele nordice primesc o radiație directă ca cele sudice, separate de 40-450 de latitudini. Aceasta înseamnă că elefantul abrupt la latitudinea Sankt Petersburgului (60 paralel) la sosirea radiației directe este egal cu panta nordică cu 15 paralele, i. E. pe una și pe cealaltă pantă este de aproximativ 130 kcal / cm2 an (Shcherbakov, 1974). Aproape aceeași cantitate de radiație directă intră în anul pe pantele nordice abrupte din regiunea tropicală și pe cele sudice în cercul polar. Și, deși radiația împrăștiată pe toate pârtiile este mai uniformă, toate diferențele datorate furnizării inegale de radiații directe au un efect vizibil asupra mărimii radiației totale. În ceea ce privește cantitatea de radiație totală, pantele orientate inegal diferă foarte mult (Shcherbakov, 1974).

Distribuția inegală a radiației solare în cadrul sistemelor geosisteme se datorează în primul rând diversității formelor de relief. Potrivit lui AV Drozdov, diferențele relative în sosirea radiației solare între pantă și suprafața orizontală la 560 N (Spital Kurskiy) variază în limite largi: expunere sudică pante cu înclinație 200 a produs 20-50% din radiația solară este mai mare decât suprafața orizontală, iar pantele de nord - în măsura mult mai mică.







Radiația efectivă constă în două fluxuri reciproc opuse - radiații de undă lungă de la suprafața pământului (sau complexul natural) și radiația lungă de undă din atmosferă. Efectul radiațiilor se calculează prin formula:

Eef = E3 - Ea. unde

Ec este radiația termică a suprafeței pământului (sau radiația intrinsecă a complexului de peisaj), Ea este radiația termică a atmosferei pe suprafața activă (sau radiația contrapurtantă).

Radiația efectivă este determinată în două moduri. Direct cu ajutorul unui pyrgeometru și prin calcul, folosind date din observațiile meteorologice. Radiația efectivă într-un cer neclintit poate fi determinată în conformitate cu legea lui Stefan-Boltzmann.

E0 = δσT4 (0,254 - 0,0066e), unde

E0 este radiația efectivă într-un cer fără cer, δ este un coeficient care caracterizează diferența dintre proprietățile suprafețelor de învățare și proprietățile corpului negru. Potrivit MI Budyko (1971), coeficientul δ variază foarte puțin în diferite condiții naturale și poate fi adoptat pentru 0,95; σ este constanta Stefan-Boltzmann, egală cu 5,67 × 10-5 erg / cm2 × s × deg4 sau 8,14 × 10-11 cal / cm2 × min × deg4; T este temperatura absolută a aerului (în K), e este umiditatea absolută a aerului, în mm Hg st.

Influența abundenței și a înălțimii de nor este luată în considerare de formula:

E = E0 (1 - cn). unde

E - radiații eficiente în condiții reale, cu posibilitate de acoperire a norului, n - turbulențe în fracțiuni de 1; c este coeficientul pentru înălțimea (stratul) noriilor. MI Budyko. bazată pe lucrările lui NA Efimova (1961), recomandă următoarele valori de c: cv = 0,15-0,20; ss = 0,50-0,60; cn = 0,70-0,80. Aici, cc, cc, cn sunt coeficienții pentru norii nivelurilor superioare, medii și inferioare.

În cazul în care temperatura aerului diferă semnificativ de temperatura suprafeței active, NA Efimova (1961) a propus o formulă pentru calculul radiației efective, luând în considerare această diferență:

E = E0 (1-cn) + 4δσT3 (To-T), unde

Aceasta este temperatura suprafeței active, în K.

Această metodă a fost aplicată în Observatorul Geofizic Principal pentru a calcula valorile efective ale radiațiilor pentru 1850 de puncte (1600 dintre acestea pe continente și 250 pe oceane) de pe glob.

Mărimea radiației efective depinde de temperatura și umiditatea aerului, legate între ele - cu creșterea temperaturii, umiditatea absolută crește. Dar creșterea temperaturii și a umidității nu determină schimbări corespunzătoare în mărimea radiației eficiente, deoarece temperatura și umiditatea afectează această valoare din direcții opuse. Prin urmare, valoarea radiațiilor efective se schimbă relativ puțin în spațiu. Cele mai mari valori anuale ale sumei radiației eficiente se limitează la regiunile deșerturilor tropicale, unde acestea ating 80-90 kcal / cm2; în regiunile continentale este mai mare decât într-un climat umed. De exemplu, în deserturile Asiei Centrale radiația efectivă atinge o medie de 60-70 kcal / cm2, și marine și musonice umede cu climat temperat este redus la 30-35 kcal / cm2.

Diferențele în amploarea radiației efective între zone mici datorită legilor dat, iar această valoare variază în funcție de zonele umede de coastă nisinei pante anumite expuneri, plasturi uscate, etc. În plus, radiația efectivă depinde de capacitatea de căldură a bazei litogenice a peisajului - cu cât este mai mare, cu atât este mai puțin încălzită și recul pentru radiație.

Cea mai importantă caracteristică geofizică a unei suprafețe active care distinge un peisaj de altul este reflexia sau albedo-ul. A = D / Q, unde D este radiația cu unde scurte reflectate, Q este radiația totală.

Raportul de radiație reflectat de Pământ ca întreg (norii și suprafața terestră), la radiația care ajunge la granița exterioară a atmosferei, se numește albedo planetar al Pământului. Valoarea sa este estimată la 30-35%.

Transformările climatice intenționate și neintenționate sunt adesea asociate cu o schimbare în albedo a suprafeței active. Un exemplu de transformare intenționată poate acționa snezhnikov înnegrirea suprafață și praf de cărbune glacial sau alte substanțe cu valori scăzute albedo pentru a crește câștigul radiației absorbite și topirea ghețarilor și câmpuri de zăpadă. Acestea din urmă sunt surse de aprovizionare a râurilor montane. Lucrările experimentale în această direcție au fost efectuate în munții din Asia Centrală de către Institutul de Geografie al Academiei de Științe din Rusia și au dat rezultate pozitive.

Când se modifică albedul suprafeței active, se observă schimbări în climatul micro și local al teritoriului. Un exemplu de schimbare climatică globală poate fi dat de schimbarea albedo. M.I.Budyko (1974) arată că, în cazul reducerii albedo a calotelor polare 62-30% din capacul de gheață din regiunea arctică Centrale va dispărea și va provoca încălzirea globală în timpul iernii arctice la 200C, iar vara - cu câteva grade.

Deoarece toate componentele echilibrului radiațiilor sunt schimbabile teritorial, aceeași variabilitate este inerentă valorii echilibrului radiațiilor. Diferențe mari în amploarea echilibrului radiațiilor pot fi urmărite între suprafața apei și suprafața terenului. În tranziția de la mare să aterizeze contururile de echilibru radiații nu sunt unite, pentru că echilibrul de radiații de la mare este de 20-25% mai mult decât sushi în acest loc. În ansamblu, distribuția echilibrului de radiație depinde de latitudine. În același timp, în medie, pentru un an, valoarea echilibrului radiațiilor este pozitivă peste tot, cu excepția suprafețelor ghețarilor mari. În valoare temperată și ridicată echilibru radiație latitudine creștere cu scădere latitudine, și în tropicale și ecuatoriali distribuția sa în toate condițiile de umidificare se determină ca nor și la umiditate scăzută valori ridicate ale radiației efective și plumb albedo la o reducere a soldului radiații. În același scop conduce și nori foarte mari. Cea mai mare valoare observată într-o combinație favorabilă de nori și zone de umiditate și tipică savană și păduri umezită periodic subecuatoriala.

În general, balanța de radiații este, de asemenea, eterogenă pentru zonele mici, precum și componentele acesteia. La fel cum sa menționat mai sus factori și proprietăți în principal geofizice peisaj de bază lithogenic și rezultat hidratarea vegetației și sunt cauza complexelor echilibru peisaj diferente de magnitudine de radiații. Un exemplu care prezintă diferența în magnitudinea echilibrului radiațiilor dintre părțile morfologice ale peisajului poate fi rezultatul observațiilor din spitalul Kharanor. Aici, fiecare facies de pe suprafața solului are proprii indicatori ai echilibrului radiațiilor. Aceste diferențe, în general, sunt menținute chiar și în timpul echilibrului radiativ în timp. echilibru radiație la nivelul iarba superior variază între facies în termen de 20-22%, acoperire cu vegetație și proprietăți geofizice peisajului bază lithogenic au contribuit la creșterea diferenței în magnitudinea echilibrului radiație între complexele naturale și pe suprafața solului, aceste diferențe cresc cu până la 120 -20-22 125, adică de aproape șase ori.

Conform altor studii, diferențele dintre părțile morfologice ale peisajului asupra echilibrului radiațiilor se situează în limitele menționate. Cu toate acestea, aceste diferențe de amploare sunt de așa natură încât nu sunt inferioare diferențelor de echilibru al radiațiilor între zonele mari, inclusiv între zonele naturale.

Aproximativ jumătate din radiația totală de radiație activă fotosintetică (PAR), care este principala fluxul de putere pentru vegetație, deoarece este utilizat pentru PAR importante procese fiziologice - fotosintezei. FAS se calculează prin formula

PHA = 0,40 I + 0,62 S, unde I este radiația directă, S este radiația împrăștiată.

FAS vine la partea de suprafață a peisajului radiația totală este distribuită uniform ca nu numai în zonele mari, dar in cadrul complexelor naturale mici: plakor - 305 nisin - 251, nord pantă - 246, panta sudică - 323 kcal / cm2 ( Yu.L. Rauner și alții 1972).

Radiația totală în condiții de relief montan. Este cunoscut faptul că radiația totală cu altitudine crește. În același timp, gradientele schimbării radiației la fiecare 100 m variază foarte mult atât cu altitudinea zonei deasupra nivelului mării, cât și în funcție de anotimpul anului.

Setarea curentă gradienții modificări de radiații este complicată, în primul rând, prin aceea că rețeaua de stații de actinometric în zone muntoase este rară, și, în al doilea rând, diferite rapoarte de radiații directe și împrăștiate cauzate de inegal nebulozitate în zonele montane și ca o consecință - radiații total diferit de și gradientii acesteia.

Potrivit N.N.Vygodskaya (1981), înălțimea de expunere la scară, expunerea și prăvăliș panta este evident din următoarele relații: a) gradienti verticală totală de radiație 100m interlatitudinal proporțională cu gradientii în schimbările de fus latitudine de 10; b) diferența de mică adâncime de radiație totală și pante abrupte interlatitudinal proporționale cu diferențele de intensitate pentru zonele cu lățime de 4 - 200; c) mezhekspozitsionnye extremă contrastează într-o mare creștere proporțională cu interlatitudinal în intervalul 20-320 la toate latitudinile pantelor nordice mai mici caracteristice radiației totale corespunzătoare celei a 11-250 latitudine nordică a zonei medii. Pantele sudice primesc radiații la fel de mult ca o suprafață orizontală situată la 2 până la 60 de la sud de latitudinea mijlocie a regiunii.

Aceste concluzii sunt caracteristice numai pentru anumite regiuni și pentru limita superioară a faciesurilor (biogeocenoză). De fapt, PTC cu vegetație bine dezvoltată au capacitatea de a elimina diferențele de expunere. Acest lucru este văzut în mod clar, de exemplu, în pădurile de fag. În ciuda faptului că fagurile cresc pe pante de 20-300 sau mai mult, frunzele superioare ale acestor arbori, care sunt principalele receptoare de radiație, sunt situate orizontal și nu paralele cu panta.







Trimiteți-le prietenilor: