Как записывается уравнение радиационного баланса днем в ясную и пасмурную погоду ночью (4 видео)

Радиационный баланс земной поверхности

Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением

R = (I sinh + i)(1 – A) — E_e

называют радиационным балансом земной поверхности. Другое ее название — остаточная радиация.

Радиационный баланс переходит от ночных, отрицательных значений к дневным, положительным после восхода солнца при высоте его 10—15°. От положительных значений к отрицательным он переходит перед заходом солнца при той же его высоте над горизонтом. При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при высоте солнца около 20—25°, так как при большом альбедо снега поглощение им суммарной радиации мало. Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты солнца и убывает с ее уменьшением. В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению и потому меняется в течение ночи мало, если только условия облачности остаются одинаковыми.

Распределение радиации «на границе атмосферы»

Для климатологии представляет существенный интерес вопрос о распределении притока и отдачи радиации по Земному шару. Рассмотрим сначала распределение солнечной радиации на горизонтальную поверхность «на границе атмосферы». Можно было бы также сказать: «в отсутствии атмосферы». Этим мы допускаем, что нет ни поглощения, ни рассеяния радиации, ни отражения ее облаками. Распределение солнечной радиации на границе атмосферы является простейшим. Оно действительно существует на высоте нескольких десятков километров. Указанное распределение называют солярным климатом.

Известно, как меняется в течение года солнечная постоянная и, стало быть, количество радиации, приходящее к Земле. Если определять солнечную постоянную для фактического расстояния Земли от Солнца, то при среднем годовом значении 1,98 кал/см 2 мин она будет равна 2,05 кал/см 2 мин в январе и 1,91 кал/см 2 мин в июле.

Стало быть, северное полушарие за летний день получает на границе атмосферы несколько меньше радиации, чем южное полушарие за свой летний день.

Количество радиации, получаемое за сутки на границе атмосферы, зависит от времени года и широты места. Под каждой широтой время года определяет продолжительность притока радиации. Но под разными широтами продолжительность дневной части суток в одно и то же время разная.

На полюсе солнце летом не заходит вовсе, а зимой не восходит в течение 6 месяцев. Между полюсом и полярным кругом солнце летом не заходит, а зимой не восходит в течение периода от полугода до одних суток. На экваторе дневная часть суток всегда продолжается 12 часов. От полярного круга до экватора дневное время суток летом убывает и зимой возрастает.

Но приток солнечной радиации на горизонтальную поверхность зависит не только от продолжительности дня, а еще и от высоты солнца. Количество радиации, приходящее на границе атмосферы на единицу горизонтальной поверхности, пропорционально синусу высоты солнца. А высота солнца не только меняется в каждом месте в течение дня, но зависит и от времени года. Высота солнца на экваторе меняется в течение года от 90 до 66,5°, на тропиках — от 90 до 43°, на полярных кругах — от 47 до 0° и на полюсах от 23,5 до 0°.

Шарообразность Земли и наклон плоскости экватора к плоскости эклиптики создают сложное распределение притока радиации по широтам на границе атмосферы и его изменения в течение года.

Зимой приток радиации очень быстро убывает от экватора к полюсу, летом — гораздо медленнее. При этом максимум летом наблюдается на тропике, а от тропика к экватору приток радиации несколько убывает. Малая разница в притоке радиации между тропическими и полярными широтами летом объясняется тем, что хотя высоты солнца в полярных широтах летом ниже, чем в тропиках, но зато велика продолжительность дня. В день летнего солнцестояния полюс поэтому получал бы в отсутствии атмосферы больше радиации, чем экватор. Однако у земной поверхности в результате ослабления радиации атмосферой, отражения ее облачностью и т.д., летний приток радиации в полярных широтах существенно меньше, чем в более низких широтах.

На верхней границе атмосферы вне тропиков имеется в годовом ходе один максимум радиации, приходящийся на время летнего солнцестояния, и один минимум, приходящийся на время зимнего солнцестояния. Но между тропиками приток радиации имеет два максимума в году, приходящиеся на те сроки, когда солнце достигает наибольшей полуденной высоты. На экваторе это будет в дни равноденствий, в других внутритропических широтах — после весеннего и перед осенним равноденствием, отодвигаясь тем больше от сроков равноденствий, чем больше широта. Амплитуда годового хода на экваторе мала, внутри тропиков невелика; в умеренных и высоких широтах она значительно больше.

Дата добавления: 2015-04-04 ; просмотров: 7 ; Нарушение авторских прав

Видео:Мини урок. Солнечная радиацияСкачать

Радиационный баланс, приведите уравнение баланса радиации

Задача. Найти радиационный баланс травостоя, имеющий альбедо — 20%, если поток прямой радиации на горизонтальную поверхность составляет 546 Вт/м 2 , рассеянной -140 Вт/м 2 , эффективное излучение -105 Вт/м 2 .

Солнечная радиация разными путями попадает на земную поверхность. В ясные дни она поступает в виде прямых солнечных лучей S, в пасмурные — в виде лучей, рассеянных атмосферой и облаками D (рассеянная радиация). Сумма прямой и рассеянной радиации составляет суммарную коротковолновую радиацию G:

Солнечная радиация, поступившая на поверхность земли, частично отражается. Она называется отраженной коротковолновой радиацией Rk.. Отраженную коротковолновую радиацию часто характеризуют показателем — отраженной способностью или альбедо Ak, которое определяется по формуле:

Разность между собственным излучением земной поверхности и поглощенной ею частью встречного излучения атмосферы называют эффективным излучением земной поверхности Еэф. Радиационным балансом деятельной поверхности называется разность между приходящими к деятельному слою Земли и уходящими от него потоками лучистой энергии.

Радиационный баланс В состоит из коротковолновой и длинноволновой радиации. Уравнение радиационного баланса имеет следующий вид:

B = S + D — Rk — Еэф

Дано: А = 20%; I = 546Вт/м 2 ; S = 140 Вт/м 2 ; Еэф = 105 Вт/м 2 .

G = S + D = 546 + 140 = 686

20 = Rk / 686 * 100 %;

Rk = 686 * 20 / 100 % = 13720 / 100 % = 137,2 Вт/м 2

B = S + D — Rk — Еэф = 546 + 140 — 137,2 — 105 = 443,8 Вт/м 2

Ответ: Радиационный баланс травостоя = 443,8 Вт/м 2

Видео:Радиационный баланс атмосферы Земли. Аргумент "За" или "Против"Скачать

РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

Разность между приходящими и уходящими потоками лучистой энергии называют радиационным балансом земной поверхности — В.

Приходная часть радиационного баланса земной поверхности днем состоит из прямой солнечной и рассеянной радиации, а также излучения атмосферы. Расходной частью баланса являются излучение земной поверхности и отраженная солнечная радиация:

Уравнение можно записать и в другом виде:

Для ночного времени уравнение радиационного баланса имеет следующий вид:

Если приход радиации больше, чем расход, то радиационный баланс положительный и деятельная поверхность 1 нагревается. При отрицательном балансе она охлаждается. Летом радиационный баланс днем положительный, а ночью отрицательный. Переход через ноль происходит утром примерно через 1 ч после восхода Солнца, а вечером — за 1. 2 ч до захода Солнца, когда его высота над горизонтом составляет 10. 15°.

В холодное время года в районах, где устанавливается устойчивый снежный покров, радиационный баланс отрицательный в течение суток, т.е. здесь в этот период деятельная поверхность постоянно охлаждается.

Годовой радиационный баланс для всей Земли, кроме полярных ледовых зон, положительный. Однако это не означает, что радиационное тепло постоянно накапливается и климат поэтому становится из года в год теплее. Радиационное тепло расходуется на нагревание и движение воздуха, на испарение воды, на биологические процессы (подробнее см. гл. 3).

Изменчивость средних многолетних годовых сумм радиационного баланса на территории России, как и суммарной радиации, в целом широтная (см. рис. 2.1, б). В высоких широтах радиационный баланс суши в среднем составляет около 200, а на юге достигает 1500. 1700 МДжДм 2 • год).

Деятельная поверхность — тонкий поверхностный слой почвы, воды или растительности, который непосредственно поглощает солнечную и атмосферную радиацию и отдает излучение в атмосферу, чем регулирует термический режим прилегающих слоев воздуха и нижележащих слоев почвы, воды, растительности.

Радиационный баланс земной поверхности существенно влияет на распределение температуры в почве и приземном слое атмосферы, а также на процессы испарения и снеготаяния, образование туманов и заморозков, изменение свойств воздушных масс (их трансформацию).

Знание радиационного режима сельскохозяйственных угодий позволяет рассчитывать количество радиации, поглощенной посевами и почвой в зависимости от высоты Солнца, структуры посева, фазы развития растений. Данные о режиме необходимы и для оценки разных приемов регулирования температуры и влажности почвы, испарения, от которых зависят рост и развитие растений, формирование урожая, его количество и качество.

Эффективными агрономическими приемами воздействия на радиационный, а следовательно, и на тепловой режим деятельной поверхности являются мульчирование (покрытие почвы тонким слоем торфяной крошки, перепревшим навозом, древесными опилками и др.), укрытие почвы полиэтиленовой пленкой, орошение. Все это изменяет отражательную и поглощательную способности деятельной поверхности.