Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую (инфракрасную) радиацию, не воспринимаемую глазом. Интенсивность собственного излучения земной поверхности (т.е. отдача лучистой энергии с единицы горизонтальной поверхности за единицу времени) можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности Т. По закону Стефана – Больцмана излучение с каждой единицы площади абсолютно черной поверхности в калориях за единицу времени при абсолютной температуре Т равно:
Е = σТ 4 (2.8)
где постоянная излучения s = 5.67·10 –8 Вт/м 2 К 4 .
При реальных значениях температуры земной поверхности (180 – 350 о К) излучение происходит в диапазоне от 4 до 120 мк, а максимум энергии падает на длины волн 10 –15 мк (рис. 2.8).
Земная поверхность излучает почти как абсолютно черное тело. Её интенсивность излучения E s может бытьопределена по формуле (2.8). При средней глобальной температуре земной поверхности +15°С, или 288°К, излучение E s равно 0,6 кал/см 2 мин.
Рис. 2.8. Интенсивность излучения Е= s Т 4 при температурах 200, 250 и 300° К для различных длин волн
Столь большая отдача радиации приводила бы к быстрому охлаждению земной поверхности, если бы не обратныйпроцесс – поглощение земной поверхностью радиации солнца и встречного излучения атмосферы.
Атмосфера поглощает как солнечную радиацию (около 15 % ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от поверхности Земли путем турбулентной теплопроводности (об этом – в следующей главе), а также при конденсации водяного пара.
Будучи нагретой, атмосфера излучает сама инфракрасную радиацию, так же, как и земная поверхность, – по Закону Стефана – Больцмана (формула 2.8)ипримерно в том же диапазоне длин волн. Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности. Остальная ее часть уходит в мировое пространство.
Атмосферную радиацию, излучаемую атмосферой и приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением атмосферы(Е а ). Земная поверхность на 90 – 99 %поглощаетэтовстречное излучение. Для земной поверхности, в дополнение к поглощенной солнечней радиации, оно является важным источником тепла. Встречное излучение возрастает сувеличением облачности.
Для равнин умеренных широт средняя интенсивность встречного излучения составляет порядка 0,3 – 0,4 кал/см 2 мин, в горах – около 0,1 – 0,2 кал/см 2 мин. Уменьшение встречного излучения с высотой объясняется уменьшением содержания водяного пара.
Наибольшее встречное излучение (0,5 – 0,6 кал/см 2 мин) наблюдается у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром. К полярным широтам оно убывает до 0,3 кал/см 2 мин.
Отепляющее влияние атмосферы на тепловой режим земной поверхности за счет встречного излучения Е а , по аналогии с влиянием стекол теплицы, носит название парникового эффекта.
Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает инфракрасную радиацию в широкой области спектра – от 4,5 до 80 мк, за исключением интервала между 8,5 и 11 мк. В этом интервале земное излучение проходит сквозь атмосферу в мировое пространство.
Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет, земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Эту разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Е е) :
Е е = Е s – E a (2.9)
Эффективное излучение представляет потерю тепла земной поверхностью. Оно измеряется специальными приборами – пиргеометрами. Интенсивность эффективного излучения в ясные ночи составляет около 0,10 – 0,15 кал/см 2 мин на равнинах умеренных широт и до 0,20 кал/см 2 мин в горах, где встречное излучение меньше. С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду заметно уменьшается ночное охлаждение поверхности земли.
Днем эффективное излучение перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью. Данные наблюдений показывают, что земная поверхность в средних широтах теряет путем эффективного излучением примерно половину тепла, получаемого от поглощенной радиации.
В основе расчета эффективного излучения Е е лежит зависимость (2.9), в которой излучение земной поверхности E s и встречное излучение атмосферы E а могут быть определены по формулам следующего вида:
E s = b п sТ п 4 ,
E а = А е С о sТ а ,
где Т п и Т а – абсолютные температуры земной поверхности и атмосферы;b п –лучеиспускательная способность поверхности относительно абсолютно черного тела (если отсутствуют сведения, b п =1); А е – коэффициент, зависящий от величины влажности воздуха; С о – коэффициент, учитывающий облачность .
Земля и атмосфера, как и любое другое тело, излучают энергию. Поскольку по сравнению с температурой Солнца температура Земли и атмосферы мала, то излучаемая ими энергия приходится на невидимый инфракрасный участок спектра. Следует отметить, что ни земную поверхность, ни тем более атмосферу нельзя рассматривать как абсолютно черные тела. Однако изучение спектров длинноволновой радиации различных поверхностей показало, что с вполне достаточной степенью точности земную поверхность можно считать серым телом. Это значит, что излучение земной поверхности при всех длинах волн отличается на один и тот же множитель от излучения абсолютного черного тела, имеющего температуру, одинаковую с температурой земной поверхности. Таким образом, формула для потока излучения земной поверхности может быть записана на основе закона Кирхгофа в следующем виде:
где Т 0 - температура земной поверхности, - относительный коэффициент излучения или поглощения. Значения для различных поверхностей, по данным измерений, колеблются в пределах от 0,85 до 0,99. Поток излучения земной поверхности значительно меньше потока излучения Солнца (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:
Температура атмосферы, как правило, ниже температуры земной поверхности, поэтому в большинстве случаев и, следовательно, т.е. вследствие длинноволнового излучения земная поверхность почти всегда теряет энергию. Лишь в редких случаях очень сильных инверсий температуры и высоких значений влажности воздуха эффективное излучение может оказаться отрицательным. Эффективное излучение оказывает большое влияние на температурный режим земной поверхности, играет существенную роль в образовании радиационных заморозков и туманов, при снеготаянии и пр. Эффективное излучение сильно зависит от содержания водяного пара в атмосфере и наличия облачности. Тесную связь между B * и упругостью водяного пара e вблизи поверхности земли характеризуют следующие данные непосредственных измерений: e мм рт. ст. 4,5 8,0 11,3 B * кал/см 2 *мин 0,19 0,17 0,15 Как видно, с увеличением e эффективное излучение B * уменьшается. Объясняется это тем, что с ростом e увеличивается встречное излучение атмосферы B A .
Альбедо Земли Процентное отношение солнечной радиации, отданной земным шаром (вместе с атмосферой) обратно в мировое пространство, к солнечной радиации, поступившей на границу атмосферы. Отдача солнечной радиации Землей слагается из отражения от земной поверхности, рассеяния прямой радиации атмосферой в мировое пространство (обратного рассеяния) и отражения от верхней поверхности облаков. А. 3. в видимой части спектра (визуальное)-около 40%. Для интегрального потока солнечной радиации интегральное (энергетическое) А. 3. около 35%. В отсутствие облаков визуальное А. 3. было бы около 15%.
Излучение земной поверхности - тепловое инфракрасное, не воспринимаемое глазом излучение земной поверхности с длинами волн от 3 до 80 мкм. Поток собственного излучения земной поверхности направлен вверх и почти целиком поглощается атмосферой, нагревая ее. За счет собственного излучения земная поверхность теряет тепло. Атмосфера Земли поглощает земное излучение и снова возвращает большую его часть к Земле (встречное излучение).
Эффективное излучение земной поверхности - разность собственного излучения земной поверхности и поглощенного ею встречного излучения атмосферы.
23.Тепловой баланс земной поверхности
Тепловой баланс земной поверхности - алгебраическая сумма всех видов прихода и расхода тепла на поверхность суши и океана. Характер теплового баланса и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов. Основными составляющими теплового баланса океана являются:
Радиационный баланс;
Затрата тепла на испарение;
Турбулентный теплообмен между поверхностью океана и атмосферой;
Вертикальный турбулентный теплообмен поверхности океана с нижележащими слоями; и
Горизонтальная океаническая адвекция.
24. Теплопроводность почвы. Законы Фурье.
Пористость - порошкообразное измельчение массы - сильно затрудняет проведение тепла в почве, так как прикосновение отдельных частичек ее в высшей степени несовершенно, а лежащий между ними воздух обладает очень слабою теплопроводимостью. Влияние воды на передачу тепла в глубь почвы может быть разъяснена двумя следующими случаями. Во-первых, если почва только влажна, т. е. все водяные частички удерживаются большой капиллярной силой, вследствие чего затрудняется их циркуляция, то вода не может играть заметной роли при распределении теплоты в такой почве. В этом случае влажная почва относительно распределения теплоты по почвенным слоям будет действовать почти как сухая, т. е. как дурной проводник теплоты.
Теплопроводность влажной почвы больше, чем сухой, так как вода до некоторой степени вытесняет частицы воздуха, обладающие наислабейшею способностью проводить теплоту; притом почва теряет и свою пористость. Во-вторых, если почва настолько мокрая, что вода до некоторой степени может циркулировать, то подобная почва при нагревании сверху не передает нагретых водяных частичек в более глубокие горизонты; они находятся уже в положении самом благоприятном - устойчивого равновесия. Но если почва будет охлаждаться сверху, вследствие ли холодного ветра или лучеиспускания в мировое пространство, то охлажденные верхние частички жидкости получат стремление опускаться вниз, на место более теплых и глубже лежащих; вследствие чего охлаждение почвы будет чувствоваться на большей глубине, чем нагревание ее, но именно потому, что при охлаждении почвы участвуют большие массы частичек воды, в ней не обнаруживаются при этом такие крайности, как при противоположном явлении.
Перенос энергии от более нагретых участков тела к менее нагретым в результате теплового движения и взаимодействия составляющих его частиц. Приводит к выравниванию температуры тела. Обычно количество переносимой энергии, определяемое как плотность теплового потока, пропорционально градиенту температуры -закон Фурье.
Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую радиацию; эту земную радиацию чаще называют собственным излучением земной поверхности.
Интенсивность собственного излучения (т.е. отдачу лучистой энергии с единицы горизонтальной поверхности за единицу времени) можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности. По закону Стефана-Больцмана излучение с каждого квадратного сантиметра абсолютно черной поверхности в калориях за одну минуту при абсолютной температуре Т равно
где постоянная σ = 8,2·10-11 кал/см2.
Земная поверхность излучает почти как абсолютно черное тело, и интенсивность ее излучения Es может быть определена по формуле (56).
При +15°С, или 288 К, Es равно 0,6 кал/(см2·мин).Столь большая отдача радиации с земной поверхности приводила бы к быстрому ее охлаждению, если бы этому не препятствовал обратный процесс – поглощение солнечной и атмосферной радиации земной поверхностью.
Абсолютные температуры земной поверхности заключаются между 180 и 350°. При таких температурах испускаемая радиация практически заключается в пределах 4 - 120 мк,а максимум ее энергии приходится на длины волн 10 - 15 мк.Следовательно, вся эта радиация инфракрасная, не воспринимаемая глазом (рис. 8).
Рис. 8. Излучение абсолютно черного тела при температурах 200, 250 и 300 К
Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиацию (хотя в сравнительно небольшой доле, около 15% всего ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от земной поверхности путем теплопроводности, а также при испарении и последующей конденсации водяного пара. Будучи нагретой, атмосфера излучает сама. Так же как и земная поверхность, она излучает невидимую инфракрасную радиацию примерно в том же диапазоне длин волн.
Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности, остальная часть уходит в мировое пространство. Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением (Еа) ; встречным потому, что оно направлено навстречу собственному излучению земной поверхности. Земная поверхность поглощает это встречное излучение почти целиком (на 90 - 99%). Таким образом, оно является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации.
Встречное излучение возрастает с увеличением облачности, поскольку облака сами сильно излучают.
Для равнинных станций умеренных широт средняя интенсивность встречного излучения (на каждый квадратный сантиметр площади горизонтальной земной поверхности в одну минуту) порядка 0,3 – 0,4 кал, на горных станциях – порядка 0,1 – 0,2 кал. Это уменьшение встречного излу-чения с высотой объясняется уменьшением содержания водяного пара. Наибольшее встречное излуче-ние – у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром. Здесь оно составляет 0,5 – 0,6 кал/(см2·мин)в среднем годовом, а к полярным широтам убывает до 0,3 кал/(см2·мин).
Водяной пар играет основную роль, как в поглощении земного излучения, так и во встречном излучении.
Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет и к земной поверхности приходит только встречное излучение, земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Эту разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Ее)
Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью, и именно оно измеряется специальными приборами – пиргеометрами. Собственное излучение можно определить по закону Стефана-Больцмана, зная температуру земной поверхности, а встречное излучение вычислить по формуле (57).
Интенсивность эффективного излучения в ясные ночи составляет около 0,10 - 0,15 кал/(см2·мин)на равнинных станциях умеренных широт и до 0,20 кал/(см2·мин) –на высокогорных станциях (где встречное излучение меньше). С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду оно гораздо меньше, чем в ясную; стало быть, меньше и ночное охлаждение земной поверхности.
Эффективное излучение, конечно, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, вследствие чего, между прочим, и эффективное излучение днем больше.
В общем земная поверхность в средних широтах теряет эффективным излучением примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощенной радиации.
Поглощая земное излучение и посылая встречное излучение к земной поверхности, атмосфера тем самым уменьшает охлаждение последней в ночное время суток. Днем же она мало препятствует нагреванию земной поверхности солнечной радиацией. Это явление атмосферы на тепловой режим земной поверхности носит название тепличного эффектавследствие внешней аналогии с действием стекол теплицы.
Разница между собственным излучением тела и встречным излучением атмосферы называется эффективным излучением. Его значение и выражает действительный поток тепла от Земли или воды к атмосфере. В отдельных случаях может быть поток тепла и от атмосферы к Земле, например, при поступлении морского теплого воздуха на холодную материковую поверхность зимой.
Встречное излучение показывает роль атмосферы в тепловом режиме географической оболочки.
Молекулы газов воздуха практически свободно пропускают коротковолновые солнечные лучи. На земной поверхности лучистая энергия превращается в длинноволновую тепловую. Переменная часть атмосферы - водяной пар, углекислый газ, капельки воды, льдинки и другие взвеси - поглощают, подобно стеклу оранжерей или теплицы, длинноволновые тепловые лучи, усиливая встречное излучение. Даже в ясные ночи оно составляет 70% от прямого, а в пасмурные достигает 100%- Свойство атмосферы пропускать солнечные лучи к Земле и задерживать тепловое излучение называется оранжерейным, или тепличным эффектом.
Величина эффективного излучения зависит от ряда факторов:
- От температуры почвы или воды: чем она выше, тем больше тело теряет тепла излучением: В жаркий летний день и земля, и вода много излучают тепла в воздух и температура его повышается. Теплый воздух дает большой и встречный поток. Возрастает общий уровень эффективного излучения. Ночью, когда нагревание почвы и воды прекращается, уменьшается и их излучение. Перед утром оно становится совсем незначительным. Соответственно понижается и температура воздуха.
- От влажности воздуха: водяной пар улавливает длинноволновое излучение и удерживает тепло. Влажная атмосфера посылает к Земле значительный встречный поток, эффективное излучение уменьшается. По этой причине во влажных климатах и при влажной погоде ночи не бывают так холодны, как в сухую погоду, и в странах с сухим климатом.
- От туманов и облаков: капли воды облаков и туманов действуют, как и водяной пар, но в еще большей степени. Ночи при туманной и облачной погоде бывают обычно теплыми.
- От близости или удаленности водоемов: водная масса, будучи теплоемкой, дольше, чем суша, удерживает тепло. Увеличением влажности, образованием облаков и туманов водоемы снимают эффективное излучение. По этой причине наибольшая потеря тепла зимой и ночью и, следовательно, резкие колебания ночной и дневной температур свойственны сухим внутриматериковым странам - Центральной и Средней Азии, Восточной Сибири и Антарктиде.
- От абсолютной высоты местности: в горах, с уменьшением плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффективное излучение.
- От растительности: мощный растительный покров, особенно леса, снижают эффективное излучение. В пустынях оно резко увеличивается.
- От характера почво-грунтов: мощные и рыхлые почвы дольше удерживают и больше излучают тепло, каменистые почвы и особенно пески пустынь скорее его теряют и остывают.
