Солнце — ближайшая к Земле звезда, относящаяся к классу желтых карликов. Диаметр Солнца около 1,4 млн.км , среднее расстояние от Земли 149,5 млн. км . В результате ядерных реакций, происходящих на Солнце, температура на его поверхности составляет около 6000 К, что заставляет Солнце излучать значительное количество энергии.
Излучение Солнца на Землю — единственная форма прихода лучистой энергии, которая определяет энергетический баланс и тепловой режим Земли. Энергия излучения, которая достигает Земли от всех других небесных тел, настолько мала, что не оказывает заметного влияния на процессы теплопередачи, происходящие на Земле. 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.
С удалением от Солнца интенсивность его излучения изменяется обратно пропорционально квадрату расстояния. Поскольку Земля движется вокруг Солнца по эллиптической орбите, интенсивность солнечного излучения, достигающего внешней границы 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 в единицу времени через площадь единичного размера, перпендикулярную солнечным лучам и находящуюся вне атмосферы на среднем расстоянии от Земли, называется солнечной постоянной. Из-за изменения расстояния Земли от Солнца фактические значения потоков солнечной энергии на внешнем крае атмосферы Земли отличаются от солнечной постоянной. Эти отличия достигают 3,5%.
Вопрос об определении величины солнечной постоянной рассматривался в многочисленных исследованиях. Долгое время солнечная постоянная находилась по данным актинометрических наблюдений на Земле. Такой способ определения его значения был связан с очевидными ошибками, так как необходимо было учитывать ослабление потока солнечной радиации в атмосфере, что можно было сделать только приближенно.
Недавно были проведены наблюдения за величиной солнечной постоянной на больших высотах, в том числе со спутников Земли. Эти наблюдения привели к заключению, что солнечная постоянная равна 1368 Вт/м?.
Солнечные теплицы
... теплицы на основе энергии, получаемой от солнца. В то время когда солнечные лучи не попадают на теплицу, ... др.), проста по конструкции, легко делится на секции перегородкой. Сама теплица может быть увеличена ... солнечной энергии, поступающей на поверхность Земли за неделю превышает энергию всех мировых запасов нефти, газа, угля и урана. Конечно, скептики могут заявить, что солнечная энергия ...
Наблюдения на спутниках показали, что солнечная постоянная может на короткое время изменяться на величину от 0,1%-0,2% . Вопрос о возможности его долговременных изменений относительно интервалов более года до сих пор не выяснен, и поэтому важность этих изменений для колебаний климата нельзя считать доказанной.
Зная значение солнечной постоянной, можно рассчитать, сколько энергии поступило бы на поверхность Земли на разных широтах при отсутствии влияния атмосферы на излучение. Наибольшая дневная радиация наблюдается ниже полюсов во время 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 равноденствия максимум излучения приходится на экватор, и с увеличением широты количество излучения уменьшается сначала медленно, а затем все быстрее и быстрее. В высотах широтах зимой радиация мала и равна нуля.
В действительности атмосфера не является полностью прозрачной средой для солнечной радиации. Существенная часть излучения Солнца поглощается и рассеивается в атмосфере, а также отражается в космосе. Облака имеют особенно большое влияние на распространение солнечной радиации; однако даже при отсутствии облачного покрова солнечная радиация в атмосфере значительно меняется.
Солнечное излучение поглощается атмосферой 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.
Поток прямого солнечного излучения через атмосферу зависит от прозрачности атмосферы, а также от высоты Солнца, которая определяет длину пути солнечных лучей в атмосфере. Наибольшее значение потока прямого излучения 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?. С уменьшением высоты Солнца в суточном цикле прямая солнечная радиация значительно уменьшается в соответствии с увеличением оптической массы атмосферы.
Количество рассеянной радиации, достигающей земной поверхности, широко варьируется, в основном в зависимости от условий облачности и высоты солнца. Теоретический расчет этого потока излучения довольно сложен и не дает полностью точных результатов. Имеющиеся данные наблюдений позволяют сделать вывод, что во многих случаях поток рассеянного излучения сравним по величине с потоком прямого излучения, приходящего на горизонтальную поверхность. Наибольшие значения диффузного излучения наблюдаются при наличии облачного покрова. Отражательная способность земной поверхности оказывает значительное влияние на рассеянное излучение. В частности, рассеянная радиация значительно увеличивается 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 значению 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. существенно, что большая часть общего количества поглощенной солнечной радиации поглощается земной поверхностью, в то время как атмосфера поглощает гораздо меньшую часть.
Реферат работа мощность энергия
... поток солнечной энергии в количестве 5,6*10 24 Дж. Атмосфера Земли отражает 35 % этой энергии обратно в космос, а остальная энергия расходуется на нагрев земной поверхности, испарительно- ... мощность равна 100 МВт , а высота башни 250 м. В СЭС распределительного (модульного) типа используется большое число модулей, каждый из которых включает параболо-цилиндрический концентратор солнечного излучения ...
3. Радиационный баланс
Поверхность Земли, нагретая за счет поглощения солнечного излучения, становится источником длинноволнового излучения, которое выделяет тепло в атмосферу. Водяной пар, пыль и различные газы в атмосфере, поглощающие длинноволновое излучение, подавляют длинноволновое излучение от поверхности земли. В связи с этим значительная часть облучения земной поверхности компенсируется встречным излучением атмосферы. Разница между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы, поглощаемым земной поверхностью, называется эффективным излучением. Эффективное облучение земной поверхности зависит в основном от температуры земной поверхности, влажности 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 с поверхности Земли, которое наблюдалось бы, если бы атмосфера была полностью прозрачной для длинноволнового излучения. Сумма потоков энергии излучения, приходящего на поверхность Земли и выходящего из нее, называется радиационным балансом поверхности Земли. Очевидно, что радиационный баланс равен разнице между количеством прямого и рассеянного излучения, поглощаемого земной поверхностью, и фактическим 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 нагрев атмосферы, испарение и 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. Мы можем говорить о системах преобразования энергии из одной формы в другую, то есть энергии солнечного излучения в химическую энергию, накапливаемую фотосинтезирующими растениями, и в другие формы, когда она проходит через пищевые цепи. Большая часть поступающей солнечной энергии преобразуется непосредственно в тепло: от них нагреваются почва, вода и атмосферный воздух. Тепло, получаемое этими компонентами геосфер, во многом определяет климат, погоду, движение масс воздуха и воды и в конечном итоге нагревает все, что живет на нашей планете. Постепенно тепло отдается в космическое пространство, где и теряется. В огромном потоке энергии есть определенное место для экосистем любого размера. было обнаружено, что экосистемы используют очень мало энергии.
Вся огромная масса растений потребляет всего 0,5% солнечной энергии, поступающей на Землю. В любом случае поступающей солнечной радиации явно достаточно, чтобы удовлетворить любую немыслимую потребность человека как части биосферы. В связи с тем, что большая часть солнечной энергии, поступающей на Землю при любом использовании, в конечном итоге превращается в тепло, более широкое использование солнечной энергии не может существенно повлиять на динамику биосферных процессов.
Горение нефти и нефтепродуктов на поверхности раздела фаз жидкость ...
... 1.4.1. Горение нефти и нефтепродуктов на поверхности раздела фаз жидкость-атмосфера. Этот метод расчета применяется для определения количества вредных веществ, выделяющихся в атмосферу при горении нефтепродукта в ... амбарах, резервуарах, обваловках, на водной поверхности и во всех остальных случаях, когда ...
4. Энергетический баланс
Энергетический или тепловой баланс Земли это соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля — атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация, поэтому распределение и соотношение составляющих теплового баланса характеризуют её преобразования в этих оболочках. Тепловой баланс представляет собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли; для вертикального столба, проходящего через атмосферу; для такого же столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы или гидросферу (система Земля — атмосфера).
Уравнение теплового баланса земной поверхности: R + P + F0 + LE = 0 — это алгебраическая сумма потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. Эти потоки включают радиационный баланс R — разницу между поглощенной коротковолновой солнечной радиацией и реальной длинноволновой радиацией от земной поверхности. Положительное или отрицательное значение радиационного баланса компенсируется разными тепловыми потоками. Так как температура земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный тепловой поток F0 наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. В этом случае тепловой поток в почве определяется молекулярной теплопроводностью, а в водоемах теплообмен, как правило, более или менее турбулентный. Тепловой поток F0 между поверхностью резервуара и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания резервуара за заданный интервал времени и передаче тепла токами в резервуаре. Существенное значение в тепловом балансе земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L.
Значение LE зависит от влажности земной поверхности, ее температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет скорость переноса водяного пара с земной поверхности на атмосфера. Уравнение баланса атмосферы имеет вид: Ra + Lr + P + Fa = DW. Тепловой баланс атмосферы слагается из её радиационного баланса Ra; прихода или расхода тепла Lr при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г — сумма осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла Fa, вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, уравнение равновесия атмосферы включает член DW, который равен величине изменения теплосодержания внутри колонны. Уравнение баланса для системы Земля — атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений теплового баланса земной поверхности и атмосферы. Составляющие баланса земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях, на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.
Условия и формы залегания углеводородов в земной коре (2)
... и в изверженных породах. Целью в данной работе является условия и формы залегания углеводородов в земной коре. Задачами в данной работе являются: во-первых, условия залегания нефти и газа в земной коре; во-вторых, основные типы ... глубине, так и на земной поверхности. Осадочные породы являются продуктами разрушения и преобразования различных коренных пород. Метаморфические горные породы образуются в ...
На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см2 в год, из которых около отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см2 в год поглощает Земля. Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см2 в год; 18 ккал/см2 в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см2 в год поглощается земной поверхностью. Атмосфера поглощает 59 ккал/см2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см2 в год, поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см2 в год. Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см2 в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи. Данные о составляющих теплового баланса. используются при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии; они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для эмпирической проверки результатов применения этих моделей. Материалы играют большую роль в изучении изменений климата, их применяют также в расчётах испарения с поверхности речных бассейнов, озёр, морей и океанов, в исследованиях энергетического режима морских течений, для изучения снежных и ледяных покровов, в физиологии растений для исследования транспирации и фотосинтеза, в физиологии животных для изучения термического режима живых организмов.
5. Распределение составляющих энергетического баланса
Изучение энергетического баланса земного шара было начато в XIX в., когда были изобретены актинометрические приборы и сделаны расчеты количества солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы, в зависимости от широты и времени года. В 10-30-х годах нашего столетия В. Шмидт, А. Онгстрем, Ф. Альбрехт и С.И. Савинов определил компоненты баланса энергии земной поверхности для отдельных регионов земного шара.
В работах автора и его сотрудников был построен цикл мировых карт составляющих энергетического баланса земной поверхности для каждого месяца и средних годовых условий; эти карты были опубликованы в 1955 г. в «Атласе теплового баланса». В результате дальнейших исследований они были уточнены и дополнены и вместе с несколькими картами составляющих энергетического баланса системы Земля-атмосфера опубликованы в 1963 г. в «Атласе теплового баланса земного шара».
С момента публикации второго атласа теплового баланса накоплен значительный материал по актинометрическим наблюдениям на континентах, проведенным в некоторых регионах, где ранее не существовало актинометрических станций. Особое значение имеет приобретение за последние годы обширного материала актинометрических наблюдений в Мировом океане, позволившего уточнить характеристики радиационного режима водоемов. Развитие исследований турбулентной диффузии позволило уточнить используемые ранее методы расчета теплопотребления за счет испарения и турбулентного теплообмена земной поверхности с атмосферой для океанов.
Гигиеническое значение воздушной среды в детском саду
... отражает влияние на организм человека конкретных гигиенических факторов воздушной среды и имеет самостоятельное значение в оценке ее качества. 1. Гигиеническое значение воздушной среды в помещении Чистота воздуха и его физико- ... резко уменьшается количество микроорганизмов в воздухе. Для снижения количества пыли в воздухе в группах детских садов необходимо 2-3 раза в день проводить влажную уборку. ...
Накопление материалов наблюдений и развитие расчетных методов определения составляющих энергетического баланса сделало возможным построение новых мировых карт составляющих энергетического баланса, уточненных по сравнению с ранее опубликованными картами (Будыко и др., 1978).
При построении этих карт уравнение энергетического баланса земной поверхности использовалось в приведенной форме:
R = LE + P + A
где R — радиационный баланс земной поверхности, LE — затрата тепла на испарение, или приход тепла от конденсации на земной поверхности (L — удельная теплота парообразования, Е — скорость испарения или конденсации), Р — турбулентный поток тепла между земной поверхностью и атмосферой, А — поток тепла между земной поверхностью и нижележащими слоями водоемов или почвы.
Средняя годовая суммарная радиация на земном шаре изменяется от значений, меньших 80 Вт/м2, до значений, больших 280 Вт/м2. Наибольшие значения суммарной радиации как на суше, так и в океанах соответствуют полосам высокого давления северного и южного полушарий. По направлению к полюсам суммарная радиация уменьшается. Небольшое снижение рассматриваемых значений характерно и для экваториальных широт, что связано с высокой повторяемостью облачности в течение года.
Распределение изолиний общей солнечной радиации преимущественно зональное, что существенно нарушается неравномерностью распределения облачного покрова. Нарушения зональности имеют место в средних широтах обоих полушарий, где интенсивно развита циклоническая деятельность (западное побережье Канады, север Европы, юго-западное побережье Южной Америки и др.), в восточных районах тропических зон океанов, под влиянием пассатных инверсий и холодных морских течений, в областях действия муссонной циркуляции (Индостан, восточное побережье Азии, северо-запад Индийского океана).
При рассмотрении данных о распределении суммарной радиации для зимних месяцев следует отметить быстрое уменьшение ее в направлении к полюсам соответствующих полушарий, что связано со снижением полуденной высоты Солнца и сокращением продолжительности дня. Вместе с. тем для зимнего периода характерны значительные межширотные изменения суммарной радиации’: от значений около 200-220 Вт/м2 в низких широтах до значений, равных нулю в полярных широтах, куда в этот период суммарная радиация не поступает.
Самые высокие месячные значения радиации в низких широтах соответствуют районам действия экваториальных муссонов, где облачность в это время года невысока.
Отличительной особенностью летнего распределения суммарной радиации является установление ее высоких значений во всем полушарии с небольшой географической изменчивостью. Максимальное количество солнечного тепла получают тропические и субтропические пустыни — свыше 300 Вт/м2. Большое количество солнечной энергии летом поступает также в полярные районы, где влияние небольших высот Солнца компенсируется значительной продолжительностью дня. Самые большие значения солнечной радиации в летние месяцы отмечаются в центральных областях Антарктиды. Так, в январе средние месячные значения изменяются от 250-300 Вт/м2 на побережье до 450 Вт/м2 внутри материка, что заметно превышает значения для областей тропических пустынь (Маршунова, 1980).
Гигиеническое значение воздуха и воды
... факторы во многом определяют образ жизни человека. Факторы внешней среды в гигиенической практике подразделяются: химические - элементы или соединения, входящие в состав воздуха, воды, почвы, пищи или являющиеся ... во, влажностью ф и барометрическим давлением Рб. Гигиеническое значение температуры воздуха определяется прежде всего ее влиянием на теплообмен организма, который является одним из видов ...
Средние годовые значения радиационного баланса поверхности суши земного шара изменяются от величин, меньших -7 Вт/м2 в Антарктиде и близких к нулю в центральных районах Арктики, до 120-130 Вт/м2 в тропических широтах.
Влияние астрономических факторов, обусловливает зональный характер распределения средних годовых и месячных значений радиационного баланса на равнинных территориях, расположенных в высоких и средних широтах северного полушария. Широтное распределение нарушается в областях, где циркуляционные факторы существенно изменяют условия облачности.
Из данных о распределении радиационного баланса в отдельные месяцы следует, что наименьшие средние месячные значения радиационного баланса, отмечаются в высоких полярных широтах; от -15 до -30 Вт/м2 зимой и около 65 Вт/м2 летом. В средних широтах северного полушария наблюдаются средние месячные значения радиационного баланса от -15 до -30 Вт/м2 в январе и от110 до 145 Вт/м2 в июле. В тропических внеэкваториальных широтах и в период зимнего солнцестояния значения радиационного баланса составляют 55-65 Вт/м2, а в летние месяцы максимальные значения достигают 145-160 Вт/м2, уменьшаясь до 85- 95 Вт/м2 в областях пустынь и экваториальных муссонов.
Распределение значений радиационного баланса на поверхности океанов, аналогично распределению суммарной радиации. Максимальное среднее годовое значение радиационного баланса на океанах приближается к 200 Вт/м2. Наименьшие средние годовые значения для свободной ото льдов поверхности океанов отмечаются у границы плавучих льдов и составляют около 20-40 Вт/м2. Следует указать, что средние годовые значения радиационного баланса на всей безледной поверхности океанов положительны.
В зимние месяцы радиационный баланс океанов изменяется от 140-160 Вт/м2 в экваториальных широтах до небольших по абсолютной величине отрицательных значений (около -30 Вт/м2) в средних широтах. При этом радиационный баланс становится отрицательным в обоих полушариях выше широт 45°.
В летние месяцы средние значения радиационного баланса океанов достигают максимальных величин: более 200 Вт/м2 в тропических широтах и 130—140 Вт/м2 в высоких. В эти месяцы распределение радиационного баланса в отличие от зимы заметно отклоняется от зонального, причем области повышенных и пониженных значений соответствуют областям повышенной и пониженной облачности.
Испарение
Средние месячные значения затраты тепла на испарение (и турбулентного теплообмена с атмосферой) на океанах рассчитаны по материалам многолетних судовых наблюдений на акваториях Атлантического, Индийского и Тихого океанов.
Рассматривая особенности распределения средней затраты тепла на испарение на суше за год, можно отметить, что диапазон изменения ее значений составляет около 110 Вт/м2. В районах достаточного увлажнения средняя годовая затрата тепла на испарение возрастает вместе с увеличением радиационного баланса от высоких широт к экватору, изменяясь от значений, меньших 10 Вт/м2 на северных побережьях континентов, до значений более 80 Вт/м2 во влажных экваториальных лесах Южной Америки, Африки и Малайского архипелага. В районах недостаточного увлажнения величина затраты тепла на испарение определяется засушливостью климата, уменьшаясь с увеличением засушливости. Наименьшие значения средней годовой затраты тепла на испарение отмечаются в тропических пустынях, где они составляют всего несколько Вт/м2.
Влияние промышленности и транспорта на экологию. Радиационная ...
... промышленности и транспорта сегодня. 2. Проанализировать радиационную обстановку в России. 3. Сделать выводы и рекомендации по улучшению экологии страны. 1.Влияние промышленности и транспорта на окружающую среду. 1.1 Устойчивость работы объекта экономики и промышленности ... большее воздействие на окружающую среду, потому что это воздействие не воспринималось как угроза природе и соответствующие ...
Годовой ход затраты тепла на испарение также определяется ресурсами тепловой энергии и воды. Во внетропических широтах с условиями достаточного увлажнения наибольшие значения затраты тепла на испарение в соответствии с годовым ходом радиационного баланса имеют место летом, достигая 80-100 Вт/м2. Зимой затрата тепла на испарение мала. В районах недостаточного увлажнения максимум затраты тепла на испарение также обычно наблюдается во время теплого периода, однако время достижения максимума существенно зависит от режима увлажнения.
В тропических широтах с влажным климатом затрата тепла на испарение велика в течение всего года и составляет около 80 Вт/м2. В районах с сезонами пониженных осадков отмечается некоторое уменьшение затраты тепла на испарение, однако амплитуда ее годового хода сравнительно невелика. В областях с хорошо выраженным сухим периодом наибольшие значения затраты тепла на испарение отмечаются в конце влажного периода, наименьшие — в конце сухого.
В целом для суши земного шара (включая Антарктиду) средняя за год затрата тепла на испарение составляет 38 Вт/м2.
Распределение средних годовых значений затраты тепла на испарение на океанах в общем сходно с распределением радиационного баланса. Изменение средней затраты тепла на испарение довольно велико: от значений, больших 160 Вт/м2 в тропических широтах, до значений около 40 Вт/м2 у границы льдов. В экваториальных широтах средняя затрата тепла на испарение несколько понижена по сравнению с более высокими широтами (меньше 130 Вт/м2), что является следствием увеличения облачности и влажности.
Помимо радиационного тепла, расходуемого на испарение с океанов, в ряде районов на испарение затрачивается также тепло, переносимое течениями. Поэтому зональный характер распределения затраты тепла на испарение нарушается заметными отклонениями в районах действия теплых и холодных течений.
Средние годовые величины затраты тепла на испарение с океанов зависят в основном от величин для осенне-зимнего периода. Распределение затраты тепла на испарение в зимние месяцы аналогично годовому распределению. В это время усиливается влияние теплых течений, в связи с чем отчетливо проявляются особенности отдельных океанов: затрата тепла на испарение с поверхности Северной Атлантики в средних широтах вдвое больше, чем в тех же широтах Тихого океана. Самые низкие значения затраты тепла на испарение отмечаются в средних широтах южного полушария в Атлантическом и Индийском океанах. В эти районы со сравнительно невысокими температурами воды из низких широт поступают более теплые воздушные массы, что уменьшает затраты тепла на испарение.
При переходе к лету влияние теплых течений на величину затраты тепла на испарение ослабевает из-за уменьшения энергетических ресурсов течений. Поскольку в летние месяцы происходит снижение средних скоростей ветра и ослабление контраста температуры вода-воздух, расход тепла на испарение заметно падает. Вместе с этим уменьшается различие в значениях затраты тепла на испарение с поверхности отдельных океанов.
Теоретические основы измерения количества осадков и автоматизации ...
... рейки. По отсчётам трёх реек ежедневно вычисляется среднее значение высоты снежного покрова. В конце декады вычисляется средняя ... и указывают количество осадков за определенный промежуток времени (как например за год). Для измерения количества осадков, собранных в обычных ... в том случае, если в коллектор для уменьшения испарения добавлено масло; в этом случае рекомендуется использовать рейки из ...
Наибольшие средние годовые значения турбулентного потока тепла между поверхностью суши и атмосферой отмечаются в тропических пустынях, где они достигают 70-80 Вт/м2. С увеличением увлажнения климата турбулентный поток уменьшается. Так, в районах влажных тропических лесов средний годовой турбулентный поток составляет 15-40 Вт/м2. С продвижением в более высокие широты турбулентный поток уменьшается вместе с понижением радиационного баланса. На северных побережьях континентов северного полушария турбулентный поток составляет менее 10 Вт/м2. Такие же значения отмечаются в некоторых районах достаточного увлажнения средних широт.
В годовом ходе наблюдается таже закономерность — возрастание турбулентного потока с увеличением радиационного баланса. В силу этого во внетропических широтах наибольшие в годовом ходе значения турбулентного потока отмечаются летом, наименьшие-зимой. При этом для территории, расположенной выше 40° северной и южной широт, характерна смена направления турбулентного потока в течение года. В зимнее время земная поверхность получает тепло из атмосферы путем турбулентного теплообмена, однако значения теплоотдачи от атмосферы невелики, даже на Крайнем Севере они составляют менее 10 Вт/м2.
Поверхность континентов от экватора до 40° северной и южной широт в течение всего года отдает тепло посредством турбулентной теплопроводности. При этом в низких широтах годовой ход турбулентного потока существенно зависит от увлажнения. Наибольшие средние месячные значения турбулентного потока наблюдаются в период минимума атмосферных осадков. В субтропических широтах со средиземноморским типом климата максимальные средние месячные значения турбулентного потока наблюдаются летом и достигают 100 Вт/м2. В пустынях, особенно прибрежных, где существенное влияние на турбулентный теплообмен оказывают процессы трансформации воздушных масс на границе вода-суша, значения турбулентного потока превосходят 100 Вт/м2. Во влажных тропических районах турбулентный поток невелик в течение всего года, его средние месячные значения составляют менее 30 Вт/м2..
Данные о распределении составляющих энергетического баланса земной поверхности позволяют определить средние значения этих составляющих для всего земного шара.
Первые расчеты составляющих энергетического баланса системы Земля-атмосфера были выполнены в 20-30-х годах нашего столетия Симпсоном, Бауром, Филиппсом и Тролле. Мировые карты радиационного баланса системы Земля-атмосфера, прихода тепла от конденсации в атмосфере и переноса тепла воздушными течениями, построенные К.Я. Винниковым, были опубликованы в 1963 г. в «Атласе теплового баланса земного шара».. В конце 60-х годов в связи с развитием наблюдений на метеорологических спутниках Земли открылись возможности построения карт элементов радиационного режима системы Земля-атмосфера непосредственно по материалам наблюдений. Первые карты, такого рода содержали данные для отдельных интервалов времени. Впоследствии поэтам материалам были построены карты средних за ряд лет элементов радиационного режима.
6. Современный климат
энергетический радиационный баланс земля
Климат оказывает глубокое влияние на живые организмы. Географическое распределение растений и животных, характер и интенсивность биологических процессов во многом определяются климатическими условиями. Изменения климата являются одним из факторов эволюции биосферы.
Остановимся на главных чертах современного климата.
Климатические условия последнего столетия определены на основе данных инструментальных метеорологических наблюдений, проведенных на мировой сети климатических станций, сложившейся во второй половине XIX в.
Материалы этих наблюдений показывают, что элементы метеорологического режима заметно изменяются во времени. Наряду с их периодическими колебаниями (суточный и годовой ход) существуют непериодические изменения метеорологических элементов с различными временными масштабами. Для коротких интервалов времени (порядка дней или месяцев) непериодические изменения метеорологического режима характеризуют колебания погоды. Эти неоднородные в пространстве изменения объясняются главным образом неустойчивостью атмосферной циркуляции. Для более длительных интервалов времени (начиная с нескольких лет) наряду с неупорядоченными колебаниями элементов метеорологического режима часто обнаруживаются долгопериодичные изменения, имеющие на обширных территориях сходный характер. Такие изменения характеризуют колебания климата.
Поскольку современные колебания климата сравнительно невелики, для характеристики климата нашей эпохи можно использовать средние значения метеорологических элементов за период в несколько десятилетий. Такое осреднение позволяет исключить влияние неустойчивости атмосферной циркуляции на элементы метеорологического режима.
Приведем краткие сведения о современном климате, уделив главное внимание двум метеорологическим элементам — температуре воздуха у земной поверхности и сумме осадков, выпадающих, на земную поверхность.
Средняя широтная температура воздуха у земной поверхности изменяется почти на 80°С, от максимального значения у экватора до минимального у южного полюса.
Существенное влияние на распределение этих температур оказывает шарообразная форма Земли, обусловливающая изменение с широтой сумм солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы.В высоких широтах, где в течение всего года или большей его части температура воздуха не поднимается выше точки замерзания, существуют постоянные ледяные покровы.
Наряду с существенным изменением в меридиональном направлении средняя температура воздуха у земной поверхности в большинстве широтных зон также заметно изменяется на различных долготах, что в основном связано с размещением континентов и океанов.
Влияние теплового режима океана распространяется на значительную часть поверхности континентов, на которой в средних и высоких широтах наблюдается так называемый морской климат со сравнительно небольшой годовой амплитудой температуры воздуха. В тех внетропических областях материков, где влияние термического режима океанов менее заметно, годовые амплитуды температуры резко возрастают, что соответствует условиям континентального климата.
Распределение средних широтных значений количества осадков характеризуется главным максимумом в экваториальной зоне, уменьшением сумм осадков в высоких тропических и субтропических широтах, двумя вторичными максимумами в средних широтах и уменьшением осадков с ростом широты при переходе в полярные районы.
Изменения средних широтных значений количества осадков объясняются распределением средней температуры воздуха и особенностями циркуляции атмосферы.
При прочих равных условиях, включая одинаковую относительную влажность воздуха, сумма осадков возрастает с повышением температуры, так как при этом увеличивается количество водяного пара, которое может быть использовано в процессе конденсаций. Очевидно, что если бы другие факторы не оказывали существенного влияния на осадки, распределение их средних широтных величин имело бы один максимум в низких широтах.
Однако для выпадения осадков большое значение имеет режим вертикальных скоростей воздуха, от которого зависит перенос водяного пара через уровень конденсации, приводящий к образованию облаков и осадков.
Общая циркуляция атмосферы тесно связана с географическим распределением устойчивых барических систем, из которых наибольшее значение имеют полоса пониженного давления у экватора, область повышенного давления в высоких тропических и субтропических широтах и область с частой повторяемостью циклонических образований в средних широтах. Так как в зоне высокого давления преобладают нисходящие движения воздуха, количество осадков в этой зоне значительно понижается, что приводит к образованию двух минимумов на кривой широтного распределения осадков. Значительная интенсивность восходящих движений воздуха в экваториальных широтах и в ряде районов средних широт увеличивает количество выпадающих там осадков.
В субтропической зоне высокого давления расположены наиболее крупные пустыни земного шара, где количество осадков незначительно. Суммы осадков уменьшаются также в удаленных от океанов районах континентов средних широт, где количество водяного пара, переносимого воздушными течениями с, океанов, мало, что приводит к понижению относительной влажности воздуха и ослаблению процесса конденсации водяного пара.
Итак, зоны влажного климата на континентах размещены главным образом в экваториальных широтах и областях морского климата средних и высоких широт. В высоких тропических, субтропических широтах и областях континентального климата преобладают условия недостаточного увлажнения.
Список использованных источников
[Электронный ресурс]//URL: https://drprom.ru/kontrolnaya/energeticheskiy-balans-zemli/
1.
2. Будыко М.И. «Эволюция биосферы» — Л: Гидрометеоиздат, 1984. — 288 с.
