Co je účinné záření těla. Záření je účinné. Tepelná bilance zemského povrchu

· Základy aktinometrie

AKTINOMETRIE je soubor metod měření energie záření. Mezi úkoly aktinometrie patří studium přímého slunečního záření, jeho absorpce a rozptylu molekulami atmosféry, různých pevných a kapalných nečistot a také stanovení dlouhovlnného záření ze země a atmosféry.

Metody měření zářivé energie jsou založeny na principu přeměny jednoho druhu energie na jiný. Když je zářivá energie slunce absorbována zčernalým povrchem jakéhokoli přijímače, zářivá energie se přemění na tepelnou energii. Zaznamenáním množství uvolněného tepla nebo zvýšení teploty přijímací plochy zařízení je možné měřit množství toku slunečního záření dopadajícího na rovnou plochu. Podobné principy měření energie záření tvoří základ kalorimetrické metody. Fenomén fotoelektrického jevu a fotochemických vlivů se využívá ve fotoelektrických a fotografických metodách měření.

V A. se používají zařízení, u nichž je tok zářivé energie určován rozdílem teplot mezi přijímací plochou a okolím, který se měří velikostí proudu vznikajícího v obvodu sériově zapojených termočlánků. Přístroje tohoto druhu jsou relativní a vyžadují kalibraci porovnáním jejich naměřených hodnot s hodnotami absolutních přístrojů.

· Rovnice radiační bilance

Radiační bilance atmosféry a podložního povrchu, součet přílivu a odlivu zářivé energie absorbované a emitované atmosférou a podložním povrchem.

Pro atmosféru se radiační bilance skládá z příchozí části - pohlceného přímého a rozptýleného slunečního záření, dále pohlceného dlouhovlnného (infračerveného) záření ze zemského povrchu a odcházející části - tepelných ztrát vlivem dlouhovlnného záření o atmosférou směrem k zemskému povrchu (tzv. protizáření atmosféry ) a do vesmíru.

Vstupní část Radiační bilance podkladového povrchu se skládá z: přímého a difúzního slunečního záření absorbovaného podkladovým povrchem, jakož i absorbovaného protizáření atmosféry; spotřební část se skládá z tepelných ztrát podkladovým povrchem v důsledku vlastního tepelného záření.

Radiační bilance je nedílnou součástí tepelné bilance atmosféry a podkladového povrchu.

· Efektivní záření

Rozdíl mezi vlastním zářením těla a protizářením z atmosféry se nazývá efektivní záření . Jeho hodnota vyjadřuje skutečný tok tepla ze Země nebo vody do atmosféry.

Množství účinného záření závisí na řadě faktorů:

Z teploty půdy nebo vody: čím je vyšší, tím více tělo ztrácí teplo sáláním: V horkém letním dni země i voda vydávají do vzduchu hodně tepla a jeho teplota stoupá. Teplý vzduch poskytuje velký a protiproud. Celková úroveň účinného záření se zvyšuje. V noci, kdy ustává ohřívání půdy a vody, klesá i jejich radiace. Před ránem se stává zcela bezvýznamným. V souladu s tím teplota vzduchu klesá.

Ze vzdušné vlhkosti: vodní pára zachycuje dlouhovlnné záření a zadržuje teplo. Vlhká atmosféra vysílá k Zemi výrazný protiproud a účinná radiace klesá. Z tohoto důvodu ve vlhkém podnebí a vlhkém počasí nejsou noci tak chladné jako za suchého počasí a v zemích se suchým podnebím.

Z mlh a mraků: kapky vody z mraků a mlh působí jako vodní pára, ale v ještě větší míře. Noci s mlžným a zataženým počasím jsou obvykle teplé.

Z blízkosti nebo vzdálenosti vodních ploch: vodní masa, která je náročná na teplo, zadržuje teplo déle než pevnina. Nádrže zvyšující vlhkostí a tvorbou mraků a mlh odstraňují účinnou radiaci. Z tohoto důvodu jsou největší tepelné ztráty v zimě a v noci a následně prudké kolísání nočních a denních teplot charakteristické pro suché vnitrozemské země – střední a střední Asii, východní Sibiř a Antarktidu.

Z absolutní výšky oblasti: v horách s poklesem hustoty vzduchu klesá dopadající záření a zvyšuje se efektivní záření.

Z vegetace: Silný vegetační kryt, zejména lesy, snižuje účinnou radiaci. V pouštích prudce přibývá.

Z povahy půdy: husté a kypré půdy udržují teplo déle a vydávají více tepla, kamenité půdy a zejména pouštní písky ho rychleji ztrácejí a ochlazují.

· FER klimatu a FER vypařování (FER - zdroje tepelné energie)

FER klimatu je množství energie vynaložené na ohřev vzduchu, půdy, na skutečné teplo vynaložené na odpařování, na tání půdního ledu.

Energetickou základnou přírodních procesů jsou tepelné a energetické zdroje klimatu, vznikající v důsledku příchodu přímého a difúzního záření na zemský povrch a zajištění jeho výměny vlhkosti s povrchovou atmosférou.

Na tvorbě tepelných energetických zdrojů klimatu se podílejí: R + - kladná složka radiační bilance - rozdíl mezi absorbovaným krátkovlnným (přímým a rozptýleným) zářením Slunce a bilancí dlouhovlnného záření ve dne a částečně za soumraku dne; P + je kladná složka turbulentní výměny tepla - část advektivního tepla přiváděného v souvislosti s cirkulací atmosférického vzduchu.

FER vypařování je množství energie, které je vynaloženo na všechny typy vypařování: z vodní hladiny, z povrchu země a transpirace.

Otázka. Srážky

Srážky je voda, která v důsledku kondenzace vodní páry v ní obsažené dopadá v kapalném nebo pevném skupenství na povrch zeměkoule a pozemních předmětů z mraků nebo ze vzduchu Srážky se podle skupenství dělí na: pevné (sníh, kroupy, sněhové pelety, led, mráz), kapalné (déšť), smíšené (sníh a déšť, plískanice) Srážky charakterizují tři parametry: množství, intenzita a doba trvání srážek. Srážky měřeno tloušťkou vrstvy vody v mm, která by se vytvořila na vodorovném povrchu ze srážek bez průsaku do země, odtékání a odpařování.

1 mm srážek = 10 tun vody na 1 hektar.

Intenzita srážek měřeno v milimetrech za minutu (mm/min) nebo za hodinu (mm/h).

Doba trvání srážek měřeno v hodinách nebo minutách od začátku do konce jejich ztráty.

Srážky z mraků se dělí na 3 typy:

Kryt (nižší vrstva, oblačnost stratus).

Mrholení (nižší vrstva, oblačnost).

Přeháňky (vertikální kupovité mraky).

Mezi pozorování srážek patří: 1. vizuální - typ srážek, jejich intenzita, čas začátku a konce srážek 2. měření množství srážek pomocí přístrojů - srážkoměr a Treťjakovský srážkoměr, terénní srážkoměr Davitay, pluviograf, úhrn srážek měřidlo, zemní srážkoměr.

Rozdíl mezi vlastním zářením a protizářením se nazývá efektivní záření Její:

E e = E s – E a

Efektivní záření (E e) je čistá ztráta sálavé energie (tepla) ze zemského povrchu. Odehrává se ve dne i v noci. Ale během dne je kompenzováno absorbovaným slunečním zářením (zcela nebo částečně). Za jasných dnů je větší než za zatažených dnů, protože oblačnost zvyšuje protizáření E a.

Efektivní záření je úměrné součinu T 3 ΔT, kde T je absolutní teplota zemského povrchu, ΔT je rozdíl mezi teplotou země a vzduchu.

Na základě tohoto vzorce lze tvrdit, že efektivní záření v letních měsících je větší než v chladném období. Druhým důvodem je zmenšení oblačnosti.

Díky tomu, že atmosféra pohlcuje dlouhovlnné záření zemského povrchu, země se tolik neochlazuje. Tento oteplovací efekt se nazývá skleníkový nebo skleníkový efekt .

Celkové záření dopadající na zemský povrch je většinou absorbováno v horní tenké vrstvě půdy nebo v silnější vrstvě vody a přeměňuje se v teplo a částečně se odráží. Míra odrazu slunečního záření od zemského povrchu závisí na charakteru tohoto povrchu. Poměr množství odraženého záření k celkovému množství záření dopadajícího na daný povrch se nazývá povrchové albedo. Tento poměr je vyjádřen v procentech.

Tedy z celkového toku celkového záření (Ssinh Q+D) jeho část se odráží od zemského povrchu (Ssinh Q + D)A, Kde A - povrchové albedo. Zbytek celkového záření (Ssin h Q + D)(1 - A) je absorbován zemským povrchem a jde ohřívat horní vrstvy půdy a vody. Tato část se nazývá absorbován zářením.

Albedo povrchu půdy kolísá v rozmezí 10-30 %; ve vlhké černozemě klesá na 5 % a v suchém světlém písku může vzrůst až o 40 %. S rostoucí vlhkostí půdy se albedo snižuje. Vegetační albedo- lesy, louky, pole - je v rozmezí 10-25%. Povrchové albedo čerstvě napadaného sněhu je 80-90 %, dlouho ležící sníh- asi 50 % a méně. Albedo hladké vodní hladiny pro přímé záření se pohybuje od několika procent, když je Slunce vysoko, do 70 %, když je Slunce nízko; záleží také na vzrušení. U rozptýleného záření je albedo vodních ploch 5-10%. V průměru je albedo povrchu Světového oceánu 5-20%. Cloud top albedo- od několika procent do 70-80% v závislosti na typu a tloušťce oblačnosti - v průměru 50-60%.

Uvedené údaje se týkají odrazu slunečního záření nejen viditelného, ​​ale také v celém svém spektru. Fotometrické prostředky měří albedo pouze pro viditelné záření, které se samozřejmě může mírně lišit od albeda pro celý radiační tok.

Vzor distribuce planetárního albeda získaný z pozorování z meteorologických satelitů odhaluje ostrý kontrast mezi hodnotami albeda ve vysokých a středních zeměpisných šířkách severní a jižní polokoule za 30. rovnoběžkou. V tropech je albedo nejvyšší nad pouštěmi, jako je Sahara, v zónách konvektivní oblačnosti nad Střední Amerikou a nad oceánskými oblastmi v intertropické zóně konvergence (například východní rovníkový Pacifik).

Na jižní polokouli je pozorována zonální variace albedo izolinií kvůli jednoduššímu rozložení země a oceánu. Nejvyšší hodnoty albeda se nacházejí v polárních zeměpisných šířkách, kde převládají sněhová a ledová pole.

Převážná část záření odraženého zemským povrchem a horním povrchem mraků jde mimo atmosféru do vesmíru. Část (asi jedna třetina) rozptýleného záření také uniká do vesmíru.

Poměr odraženého a rozptýleného slunečního záření unikajícího do vesmíru k celkovému množství slunečního záření vstupujícího do atmosféry se nazývá planetární albedo Země, nebo Zeshi albedo.

Celkově se planetární albedo Země odhaduje na 31 %. Hlavní součástí planetárního albeda Země je odraz slunečního záření od mraků.

1. Předmět, úkoly a metody meteorologie a klimatologie

2. Historie vývoje meteorologie a klimatologie

3. Vzduchové hmoty a dandies v troposféře

4. Sklad chemického vzduchu. Struktura atmosféry

5. Denní a roční kolísání teploty vzduchu a jeho změny s nadmořskou výškou

6. Denní a roční kolísání teploty půdy a její změny s hloubkou

7. Adiabatické procesy v atmosféře

8. Denní a roční kolísání elasticity (parciálního tlaku) vodního póru a relativní vlhkosti

9. Denní a roční kolísání teplot v půdě a ve velkých vodních plochách

10. Mrazy, podmínky vzniku a opatření k jejich zdolávání

11. Koeficient průhlednosti a faktor zákalu v atmosféře

12. Kontinentální klima. Indexy kontinentality

13. Teplotní inverze (povrchové, ve volné atmosféře a frontální)

14. Kondenzace vodních pórů v atmosféře

15. Terestrické hydrometeory, podmínky jejich vzniku

16. Radiační bilance zemského povrchu a atmosféry

17. Spektrální sklad slunečního záření

18. Mraky, jejich geneze, struktura a mezinárodní klasifikace

19. Vliv země a moře na rozložení teploty vzduchu

20. Monzuny tropických a extratropických šířek

21. Podmínky vzniku mlh, jejich druhy

22. Sluneční konstanta

23. Elasticita nasycení vodního póru na různých površích (nad ledem, vodou, konvexním, konkávním a rovným povrchem)

24. Roční a denní cyklus přímého a difúzního slunečního záření

25. Tepelný režim půdy a nádrží

26. Charakteristika vlhkosti vzduchu

27. Druhy srážek, které padají z mraků a jejich vznik

28. Zákon útlumu slunečního záření

29. Fyzikální vlastnosti sněhové pokrývky, její klimatický význam

30. Tlakové pole. Barické topografické mapy. Izobaly

31. Efektivní záření. Absorbované záření a albedo Země

32. Stavová rovnice plynů

33. Základní rovnice statiky atmosféry. Pomocí barometrického vzorce

34. Změny slunečního záření v atmosféře a na zemském povrchu

35. Adiabatické změny skupenství v atmosféře

36. Absorpce slunečního záření v atmosféře

37. Rozptýlené sluneční záření v atmosféře. Rayleighův zákon

38. Distribuce tepla hluboko do půdy. Fourierovy zákony

39. Psedoabiabatický proces. Vzdělávání vysoušečů vlasů

40. Síly ovlivňující rychlost a směr ventilace

41. Stratifikace atmosféry a její vertikální rovnováha

42. Tlakový zákon větru

43. Tlakové systémy

44. Obecná cirkulace atmosféry, její vlastnosti a význam pro tvorbu klimatu

45. Umělé ovlivnění oblačnosti

46. ​​Klimotvorné procesy

47. Atmosférický tlak, jednotky měření

48. Geografické klimatické faktory

49. Cyklony a anticyklóny, podmínky vzniku a počasí v nich

50. Tepelná bilance systému Země-atmosféra

51. Tepelná bilance zemského povrchu

52. Důvody změn teploty vzduchu

53. Potenciální teplota

54. Neperiodické změny teploty vzduchu. Teplota vzduchu

55. Kondenzace v atmosféře. Kondenzační jádra

56. Role geografické šířky při tvorbě klimatu

57. Světová meteorologická organizace. World Weather Watch. Mezinárodní experimenty

58. Vodní čas ve vzduchu. Cirkulace vlhkosti na Zemi

59. Metody výzkumu v meteorologii a klimatologii. Hydrometeorologická služba Běloruska

60. Tlakový stupeň. Tlakový gradient

Ze španělštiny Viento di pasada– vítr přechodu; vítr příznivý pro přechod. V éře plachetní flotily byly pasáty úspěšně používány námořníky právě kvůli jejich důslednosti

Obyvatelé západní Evropy vědí, že „počasí přichází ze západu“, takže obytné oblasti měst jsou západní a průmyslové oblasti jsou východní.

V červenci se nachází mezi 35° severní šířky. a 5° S; v lednu - mezi 15° s. š. a 25° S; R<1013гПа; параллель с самым низким атмосферным давлением в июле – 15° с.ш., в январе – 5–10º ю.ш.

Zemský povrch, který absorbuje sluneční energii a zahřívá se, se sám stává zdrojem tepelného záření do atmosféry a vesmíru. Podle Stefanova-Boltzmannova zákona platí, že čím vyšší je teplota povrchu, tím větší je jeho vyzařování. Na rozdíl od krátkovlnného slunečního (přímého a rozptýleného) a odraženého záření, vlastní záření zemského povrchu dlouhé vlny, term (E ef). Většina zemského záření je zadržována atmosférou díky vodní páře, oxidu uhličitému a částečně ozónu. Jeho pohlcováním, stejně jako části slunečního záření, se atmosféra zahřívá a sama vyzařuje teplo. Atmosférické záření je také dlouhovlnné. Většina z toho směřuje zpět k zemskému povrchu a je tzv protizáření atmosféry (E a). Je doplňkovým zdrojem tepla pro zemský povrch k absorbovanému slunečnímu záření. Rozdíl mezi zářením zemského povrchu a protizářením atmosféry se nazývá efektivní záření (E eff). Ukazuje skutečné tepelné ztráty ze zemského povrchu.

Efektivní záření závisí na řadě faktorů a především na teplotě podkladového povrchu: čím vyšší je, tím větší je efektivní záření. Proto je výraznější během dne, ale překrývá se celkem

žádné sluneční záření. V noci, kdy zůstává bez kompenzace, teplota povrchu a vzduchu klesá. Efektivní záření je výrazně ovlivněno vlhkostí vzduchu a oblačností: za oblačného počasí je malé, za jasného počasí vysoké. Snižuje ji i vegetace. Radiace závisí také na absolutní nadmořské výšce oblasti: v horách, kde je nízká hustota vzduchu, díky čemuž je přímé sluneční záření vysoké ve dne a protizáření je nevýznamné v noci, je efektivní záření velmi vysoké. To vede k velkému dennímu teplotnímu rozdílu.

Efektivní záření dosahuje největší hodnoty v oblasti tropických pouští, což je způsobeno vysokou teplotou podložního povrchu, bezmračnou oblohou a suchým vzduchem. Menší a přibližně stejné množství tepelných ztrát v důsledku účinného záření je pozorováno v rovníkových a mírných zeměpisných šířkách, nejmenší v polárních zemích.

Schopnost atmosféry propouštět sluneční záření, ale zadržovat pozemské záření díky skleníkovým plynům, se nazývá skleník nebo skleníkový efekt. Má zmírňující vliv na teplotu Země. Protože vodní pára je hlavní absorbující a vyzařující část vzduchu, je důležitým článkem nejen v cirkulaci vlhkosti, ale také v cirkulaci tepla Země.

Země a atmosféra, stejně jako každé jiné těleso, vyzařují energii. Protože teplota Země a atmosféry je ve srovnání s teplotou Slunce nízká, energie jimi vyzařovaná spadá do neviditelné infračervené oblasti spektra. Je třeba poznamenat, že ani zemský povrch, ani atmosféra nelze považovat za zcela černá tělesa. Studium spekter dlouhovlnného záření z různých povrchů však ukázalo, že s celkem dostatečnou mírou přesnosti lze zemský povrch považovat za šedé těleso. To znamená, že záření zemského povrchu se na všech vlnových délkách liší stejným faktorem od záření absolutně černého tělesa, které má stejnou teplotu jako teplota zemského povrchu. Vzorec pro tok záření zemského povrchu lze tedy napsat na základě Kirchhoffova zákona v následujícím tvaru:

kde T 0 je teplota zemského povrchu a je relativní koeficient emisivity nebo absorpce. Hodnoty pro různé povrchy se podle měření pohybují od 0,85 do 0,99. Tok záření ze zemského povrchu je podstatně menší než tok záření ze Slunce (B c<< B 0), но B 0 оказывается вполне сравнимым с величиной потока солнечной радиации F?, поступающего на поверхность Земли. Приведём значения потока излучения абсолютно черного тела при разных температурах: t 0 -40 -20 0 20 40 B кал/см 2 *мин0,24 0,34 0,46 0,61 0,79 Из этих данных следует, что B 0 имеет тот же порядок величины, что и F?. Поток излучения земной поверхности зависит от ее температуры, с увеличением которой он возрастает. Этот поток наблюдается днем и ночью и непосредственно не зависит от того, каков поток солнечной радиации. В каждой фиксированный момент времени земная поверхность, поглощающая коротковолновую радиацию, одновременно теряет энергию путем длинноволнового излучения. Значительная часть излучения земной поверхности поглощается атмосферой. Атмосфера в свою очередь излучает длинноволновую радиацию, часть которой, направленная к земной поверхности, называется встречным излучением или противоизлучением атмосферы. Поток встречного излучения атмосферы B A представляет собой количество длинноволновой радиации, поступающей от атмосферы к 1 см 2 земной поверхности в единицу времени. Поскольку земная поверхность не является абсолютно черным телом, то ею поглощается часть поступившего потока, равная. Разность между собственным излучением земной поверхности B 0 и поглощенной ею частью встречного излучения атмосферы называют эффективным излучением земной поверхности. Обозначая эффективное излучение через B * , имеем:

Teplota atmosféry bývá nižší než teplota zemského povrchu, takže ve většině případů a tedy, tzn. Vlivem dlouhovlnného záření zemský povrch téměř vždy ztrácí energii. Pouze ve vzácných případech velmi silných teplotních inverzí a vysokých hodnot vlhkosti vzduchu může být efektivní záření negativní. Efektivní záření má velký vliv na teplotní režim zemského povrchu, významně se podílí na vzniku radiačních mrazů a mlh, při tání sněhu apod. Efektivní záření silně závisí na obsahu vodní páry v atmosféře a přítomnosti mraků. Úzký vztah mezi B * a tlakem vodní páry e v blízkosti zemského povrchu je charakterizován následujícími údaji přímého měření: e mm Hg. Umění. 4,5 8,0 11,3 B * cal/cm 2 * min 0,19 0,17 0,15 Jak je vidět, jak se e zvyšuje, efektivní záření B * klesá. To je vysvětleno skutečností, že jak se e zvyšuje, zvyšuje se protizáření z atmosféry B A.

Zemský povrch, pohlcující celkové krátkovlnné záření, zároveň ztrácí teplo dlouhovlnným zářením. Toto teplo částečně uniká do vesmíru a je z velké části absorbováno atmosférou, což vytváří takzvaný „skleníkový efekt“. Na této absorpci se velkou měrou podílí vodní pára, ozón a oxid uhličitý a také prach. Vlivem absorpce zemského záření se atmosféra zahřívá a naopak získává schopnost emitovat dlouhovlnné záření. Část tohoto záření dopadá na zemský povrch. V atmosféře tak vznikají dva proudy dlouhovlnného záření nasměrované v opačných směrech. Jeden z nich, směřující nahoru, sestává z pozemského záření E s a druhý tok směrem dolů představuje atmosférické záření E a. Rozdíl E s–E a nazývané efektivní záření Země E ef. Ukazuje skutečné tepelné ztráty ze zemského povrchu. Jelikož teplota atmosféry je nejčastěji nižší než teplota zemského povrchu, je tedy ve většině případů efektivní záření větší než 0. To znamená, že vlivem dlouhovlnného záření zemský povrch ztrácí energii. Pouze při velmi silných teplotních inverzích v zimě a na jaře při tání sněhu a při velké oblačnosti je radiace menší než nula. Takové podmínky jsou pozorovány například v oblasti sibiřské anticyklóny.

Množství účinného záření je dáno především teplotou podkladového povrchu, teplotním zvrstvením atmosféry, vlhkostí vzduchu a oblačností. Roční hodnoty E eff na zemi se liší podstatně méně ve srovnání s celkovou radiací (od 840 do 3750 MJ/m2). Je to dáno závislostí efektivního záření na teplotě a absolutní vlhkosti. Zvýšení teploty podporuje zvýšení účinného záření, ale zároveň je doprovázeno zvýšením obsahu vlhkosti, která toto záření snižuje. Největší roční částky E ef jsou omezeny na oblasti tropických pouští, kde dosahuje 3300–3750 MJ/m2. Tak velká spotřeba dlouhovlnného záření je zde dána vysokou teplotou podložního povrchu, suchým vzduchem a bezmračnou oblohou. Ve stejných zeměpisných šířkách, ale na oceánech a v pasátových oblastech v důsledku poklesu teploty, zvýšení vlhkosti a zvýšení oblačnosti E eff je poloviční a činí asi 1700 MJ/m2 za rok. Ze stejných důvodů na rovníku E ef je ještě méně. Nejmenší ztráty dlouhovlnného záření jsou pozorovány v polárních oblastech. Roční částky E eff v Arktidě a Antarktidě jsou asi 840 MJ/m 2 . V mírných zeměpisných šířkách roční hodnoty E ef se pohybuje v rozmezí 840–1250 MJ/m 2 na oceánech, 1250–2100 MJ/m 2 na souši (Alisov B.P., Poltaraus B.V., 1974).