Радиационный баланс и его составляющие. Распределение радиационного баланса на поверхности Земли. Излучение земной поверхности

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.

ПЕРЕНОС ДЛИННОВОЛНОВОГО ИЗЛУЧЕНИЯ В АТМОСФЕРЕ. Распространение в атмосфере земного излучения и излучения самой атмосферы при наличии излучения и поглощения радиации в каждом объеме воздуха. Рассеянием для длинноволновой радиации можно пренебречь.[ ...]

Синоним: длинноволновое излучение.[ ...]

Максимум излучения в солнечном спектре лежит в желто-зеленой области видимого интервала длин волн (559 - 571 нм). Эта область практически не поглощается С02. Нагретые поверхности отдают тепловую энергию снова в атмосферу в виде длинноволнового излучения, которое интенсивно поглощается молекулами С02, что препятствует рассеиванию тепла, излучаемого Землей, затрудняет охлаждение земной поверхности и вызывает общее повышение температуры.[ ...]

Эффективное длинноволновое излучение земной поверхности составляет 21 единицу, из которых 15 единиц поглощается главным образом водяным паром и углекислым газом, а оставшаяся часть уходит в космическое пространство. Основной вклад в поток уходящей длинноволновой радиации вносит излучение облаками, водяным паром и углекислым газом. Уходящий с верхней границы атмосферы поток равен 70 единицам, что и требуется для баланса пришедшей солнечной радиации.[ ...]

АТМОСФЕРНОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ. Собственное длинноволновое излучение атмосферы и облаков в области длин волн от 4 до 120 мкм и с максимумом около 14,5 мкм (при средней температуре 200 К). Основную роль в А. И. играет водяной пар. Большая часть атмосферного излучения (около 70%) достигает земной поверхности и называется встречным излучением атмосферы, другая часть (около 30%) направлена в мировое пространство и носит название уходящей радиации.[ ...]

Энергия солнечного излучения не только поглощается поверхностью Земли, но и отражается ею в виде потока длинноволнового излучения. Более светло окрашенные поверхности отражают свет более интенсивно, чем темные. Так, чистый снег отражает 80-95 %, загрязненный - 40-50, черноземная почва - 5-14, светлый песок - 35-45, полог леса - 10-18 %. Отношение отражаемого поверхностью потока солнечного излучения к поступившему называется альбедо.[ ...]

Идущий от поверхности поток уходящей длинноволновой радиации убывает с высотой и достигает минимума на уровне тропопаузы или в 2-километровом слое над ней . Вклад стратосферы в величину Ri, согласно , не превышает 3-10 %, что позволяет автору отождествлять величины Ri с излучением абсолютно черного тела при температуре на уровне тропопаузы с точностью ±20 %. Одной из важнейших проблем анализа данных по длинноволновому излучению, так же как и при исследовании альбедо, является его чувствительность к изменениям приземной температуры воздуха. Обзор таких связей, имеющих вид многомерных линейных зависимостей, приведен в , где даются числовые значения эмпирических коэффициентов. Исследование обширного материала, приведенного в , позволило установить, что полиномы выше первой степени не улучшают аппроксимации Ri(Ta).[ ...]

Синонимы: уходящая радиация; уходящее длинноволновое излучение.[ ...]

На рис. 14.5 условно изображены два сорта излучения, одно - приходящее от Солнца, с максимумом по интенсивности в оптическом диапазоне, другое - уходящее от Земли. Уходящее излучение содержит как коротковолновое излучение, рассеянное и отраженное атмосферой и поверхностью Земли, так и длинноволновое, связанное с излучением самой планеты. Если взять за 100% излучение, которое приходит от Солнца, то примерно 31% от него отражается и рассеивается атмосферой сразу: 17% облаками, 6% поверхностью земли и 8% безоблачной атмосферой. Назад уходит примерно 31%, а 69% этого коротковолнового излучения поглощается атмосферой (4% поглощается облаками, а 22% - безоблачной атмосферой) и 43% Землей. В установившемся стационарном режиме атмосфера излучает во внешнее пространство те же 69% низкочастотного ИК излучения. Причем атмосфера излучает низкочастотное ИК излучение и вниз, в Землю (67 + 34 = 101%), а Земля излучает в атмосферу 115% ИК излучения + 29% энергии скрытым теплом и турбулентными потоками, что составляет 144% по энергии от падающего излучения. Хотя поток энергии от поверхности Земли превышает 100%, никакого противоречия с законом сохранения энергии здесь нет, поскольку Земля получает 43% по энергии высокочастотным излучением и 101% (67 + 34 = 101%) низкочастотным ИК излучением от атмосферы, что составляет те же 144%. Таким образом, между поверхностью Земли и атмосферой благодаря парниковому эффекту возникают встречные потоки энергии, которые дополнительно нагревают атмосферу и поверхность Земли.[ ...]

Подстилающая поверхность расходует тепло на длинноволновое излучение. Расход этот пропорционалеп четвертой степени абсолютной температуры подстилающей поверхности. Но чем выше температура воды, тем выше и влагосодержание атмосферы. Когда увеличивается ее влагосодержание, она в ответ начинает тормозить то длинноволновое излучение, которое идет от поверхностных вод океана. Поэтому при теплой поверхности океана климат в прошлом всегда был благоприятным при неизменной деятельности Солнца. Отсюда вывод - по мере того как межокеаническая переброска теплых поверхностных вод Атлантики через Арктический бассейн в Тихий океан превысит 140 000 км3/год, еще больше выравняется разница температур между экватором и Северным полюсом. Разрыв между их тепловыми режимами будет сглаживаться не за счет понижения экваториальных температур, а исключительно за счет повышения температуры поверхностных вод Полярного бассейна и за счет более экономной отдачи тепла в межпланетное пространство.[ ...]

Углекислый газ играет определенную роль в поглощении длинноволнового излучения и поддержании “оранжерейного эффекта”, повышающего темпера-туру у поверхности Земли. Наблюдения и теоретические расчеты свидетельствуют о глобальном накоплении углекислого газа в связи со все увеличивающимися объемами сжигаемого топлива. Количество углекислого газа в атмосфере ежегодно увеличивается в среднем на 0,02% (содержание его в атмосфере уже к 2000 г. составит 0,0379%), что может отрицательно отразиться на климатических условиях - создается так называемый “парниковый эффект” из-за препятствия рассеивания тепла от поверхности Земли (изменение теплового баланса планеты).[ ...]

Другой энергетический компонент среды обитания - тепловое излучение. Оно исходит от всех поверхностей и тел, температура которых выше абсолютного нуля. Это не только почва, вода и растения, но и облака, излучающие вниз, на экосистемы, значительные количества тепловой энергии. Потоки длинноволнового излучения, разумеется, распространяются беспрестанно и во всех направлениях, а солнечный компонент имеет четкую направленность и поступает только днем. Следовательно, количество тепловой энергии, получаемой со всех сторон за сутки летом животным на открытом пространстве или листом растения, может в несколько раз превышать направленное прямо вниз излучение Солнца [в случае, рассмотренном Гейтсом (Gates, 1963), это соответственно 1660 и 670 кал-см 2]. Кроме того, тепловая энергия поглощается биомассой полнее, чем солнечное излучение. Большое экологическое значение имеют суточные колебания. В таких биотопах, как пустыни или высокогорные тундры, дневной поток энергии во много раз больше ночного, а в глубоководных зонах океана, в глубине тропического леса (и, конечно, в пещерах) общий поток излучения может на протяжении суток оставаться практически постоянным.[ ...]

В настоящее время большое внимание уделяется теории переноса длинноволнового излучения в облачности как совокупности облаков конечных горизонтальных размеров. В ряде работ предлагается рассчитывать среднюю интенсивность длинноволновой радиации в разорванной облачности на основе решений уравнения переноса, полученных для сплошного однородного слоя, изолированного облака и ансамбля регулярно расположенных в пространстве облаков. Здесь на основе идей и методов, используемых в коротковолновой области спектра, получим и решим уравнения для средней интенсивности длинноволновой радиации .[ ...]

Радиационно-активными примесями атмосферы в основном не задерживается длинноволновое излучение в диапазоне 8-13 мкм. Через это окно прозрачности и еще небольшие щелочки в газов о-паров ом экране Земли в Космос вырывается даже чуть больше тепла, чем поглощается извне. Это и обеспечивает в конце концов почти точный баланс прихода и расхода тепла на Земле.[ ...]

Вторым важнейшим компонентом радиационного баланса (1.1) является уходящее длинноволновое излучение системы Земля -■ атмосфера. В случае абсолютно черного тела излучение пропорционально четвертой степени температуры. Спектр излучения абсолютно черного тела следует из квантовой гипотезы Планка и весь лежит в диапазоне от 3,5 до 80 мкм. Длина волны, отвечающая максимуму в спектре, в соответствии с законом Вина составляет при 293 К 9,85 мкм. Земля, строго говоря, не является абсолютно черным телом/поэтому одной из важнейших становится задача параметризации коэффициента «серости» системы Земля - атмосфера. Количественной основой для этого могут служить спутниковые измерения уходящего излучения. Исторический обзор обработки и анализа спутниковых данных по радиационному длинноволновому излучению приводится в . В настоящее время имеется порядка 5-10 серий спутниковых измерений Ri продолжительностью более года. Зонально осреднен-ные значения уходящего излучения максимальны в зоне 10° с. ш. - 20° ю. ш. (240-265 Вт/ма) и минимальны в приполярных районах (135-170 Вт/м2). Амплитуды годового хода Ri составляют 5-6 Вт/м2 в экваториально-тропических широтах и 20-25 Вт/м2 в приполярных. Значения над океанами в среднем выше, чем над сушей, на 10-15%- В приводится анализ поля длинноволнового излучения с помощью аппарата эмпирических ортогональных функций, позволивший выявить многие важные закономерности пространственной дифференциации. В многочисленных параметризациях, как правило, используются зависимости уходящего излучения от приземной температуры, облачности и влагосодержания атмосферы .[ ...]

Еще более неудовлетворительные результаты получаются при расчетах потоков длинноволнового излучения поверхности морей и океанов, а также потоков явного и скрытого тепла, в расчетные формулы которых также входит Ти, при использовании метеорологических наблюдений, производимых вахтенными штурманами. Для характеристики температуры водной поверхности они, как правило, используют температуру забортной воды, поступающей в систему охлаждения силовой установки судна. Эта температура может отличаться от Тп на 1-2°С и более. Существует проблема определения температуры излучающей поверхности для фунтов и различных растительных сообществ.[ ...]

Шулейкин [грименил формулу Онгстрема (6) для вычисления потерь на эффективное излучение водами Атлантического океана при составлении полного теплового баланса поверхности Северной Атлантики. В результате полный баланс, о котором будет речь ниже, оказался отрицательным даже в тропической зоне (разумеется, в зимнее время). Это заставило организовать в следующем рейсе «Седова» непосредственные измерения эффективного излучения. В мастерских Главной геофизической обсерватории были заказаны датчики длинноволнового излучения для установки на мачтах. Такой датчик, сконструированный Ю. Д. Янишевским, состоит из полосок манганина и константана шириной 0,45 мм, толщиной 0,019 мм и длиной 8 мм . Нечетные спаи расположены на медных штифтах, изолированных в электрическом отношении от массивной металлической пластины, в которой они прикреплены. Эта пластина находится в тепловом контакте с корпусом и принимает температуру окружающего воздуха.[ ...]

Наряду с коротковолновой радиацией (0,17+0, 14 мкм) к земной поверхности поступает длинноволновое излучение атмосферы Е. Земная поверхность в свою очередь излучает длинноволновую радиацию Еэ в соответствии со своей температурой, 99% излучения земли и атмосферы имеет длины волн от 4 до 40 мкм.[ ...]

Механизм возникновения «парникового» эффекта чрезвычайно прост. Обычное солнечное излучение при безоблачной погоде и чистой атмосфере сравнительно легко достигает поверхности Земли, поглощается поверхностью почвы, растительностью, постройками и т. д. Нагретые поверхности отдают тепловую энергию снова в атмосферу, но уже в виде длинноволнового излучения в соответствии с законом Вина, согласно которому частота излучения с максимальной интенсивностью Кпах прямо пропорциональна абсолютной температуре Т: К,а ЬТ, где Ь - константа.[ ...]

Суть парникового эффекта заключается в том, что парниковые газы хорошо пропускают солнечное излучение, доходящее до поверхности Земли и нагревающее ее, и заметно поглощают отраженное тепловое (длинноволновое) излучение нагретой поверхности и нижних слоев атмосферы. Часть этого поглощенного теплового излучения возвращается атмосферой к поверхности Земли. Не будь этого эффекта, средняя температура земной поверхности была бы на 3,2...5,0°С ниже нынешних 14,5°С.[ ...]

В. П. интенсивно поглощает солнечную радиацию в красной и инфракрасной частях спектра, а также и длинноволновое излучение (см. поглощение радиации).[ ...]

Здесь (5зг - приходящая на верхнюю границу зоны коротковолновая радиация; а - альбедо; 1 - уходящее длинноволновое излучение - (ккал/см2 мес) и - температура поверхности; - средняя равновесная температура, 0 С; в = 0,5 - балл облачности; А = 14,0, В = 0,14; А = 3,0, В =0,10 - размерные коэффициенты. Справа в уравнении баланса энергии (12) -меридиональный приток тепла в виде закона Ньютона, где (5 = 0,235 ккал/см2 мес град. Все коэффициенты в (12) и (13) определены на основе эмпирического материала. Считая меридиональные потоки тепла неизвестными, найдем их значения, при которых имеет место минимум скорости обмена энтропией с внешней средой для этой модели. В простейшем случае, когда северное, например, полушарие разбито на две широтные зоны равной площади, возможно несложное аналитическое решение поставленной задачи.[ ...]

Парниковый эффект. Он почти целиком создается из-за отражения к Земле парниковыми газами и парами воды уходящего длинноволнового излучения. Ныне среднеглобальная температура близка к 15°С, а могла бы быть -18°С, если бы планету не подогревали: пары воды на 20,6°К, С02 на 7,2°К, N20 на 1,4°К, СН4 на 0,8°К, 03 на 2,4°К и фреоны на 0,8°К. Температуры даются по шкале Кельвина, по которой неслучайно отсчет ведется от абсолютного нуля или от -273°С. Этим подчеркивается, что нашу планету в основном нагревает коротковолновая солнечная радиация, условно говоря, от абсолютного нуля до -18°С, а дообогревает ее, так называемое, противоизлучение атмосферы. Такой вариант определения величины парникового эффекта газообразных примесей атмосферы, равный 33,2°К разработан К.Я.Кондратьевым и Н.И.Москаленко (1987). Существуют и другие оценки.[ ...]

Закон Кирхгофа дает принципиальное качественное правило - «как тело поглощает, так и излучает». Многие газы, поглощая излучение лишь определенной длины волны, имеют при разреженном давлении линии поглощения, которые при повышении давления превращаются в полосы поглощения. Вне полос поглощения они прозрачны для излучения и, естественно, не излучают радиацию сами. В качестве примера можно привести водяной пар, озон, углекислый газ идр. Важным обстоятельством при этом является то, что водяной пар, например, практически прозрачен для коротковолновой солнечной радиации, но интенсивно поглощает длинноволновое излучение земной поверхности. Излучение земной поверхности формируется в результате нагревания ее в первую очередь коротковолновой солнечной радиацией.[ ...]

Тепловой режим водной поверхности в значительной степени определяется величиной радиационного баланса, равной сумме энергии коротковолнового и длинноволнового излучения, поглощаемого деятельным слоем водоема. Температура водной поверхности, определяющая упругость насыщения водяного пара и, следовательно, скорость испарения, зависит от величины радиационного баланса, теплообмена в воде, атмосфере и грунте (для мелководных водоемов), теплоты фазовых переходов (испарения и конденсации).[ ...]

Лондона, приведенным в монографии А. X. Хрги-ана, для северного полушария в среднем за год отражается в мировое пространство около 123 Вт/м2 и теряется за счет длинноволнового излучения около 226 Вт/м2, при этом поглощается атмосферой около 61 Вт/м2, а земной поверхностью - 165Вт/м2.[ ...]

Как известно, наиболее серьезными антропогенными причинами возможного изменения климата являются: увеличение в атмосфере углекислого газа и других газовых примесей, поглощающих длинноволновые излучения и влияющих на озоносферу Земли; выделение антропогенного тепла; выброс в атмосферу частиц веществ, формирующих слои стратосферных и тропосферных аэрозолей. Антропогенные аэрозоли изменяют отражательную способность атмосферы, а также, действуя в качестве ядер конденсации, влияют на процессы осадкообразования. Различные способы землепользования, изменение растительности ведут к изменению альбедо Земли. Однако недостаточно изучить эти процессы в целом, необходим регулярный мониторинг этих воздействий в пространстве и во времени, а также мониторинг эффектов, вызываемых ими.[ ...]

Из физически разумного предположения о возрастании концентрации водяного пара с увеличением температуры следует, что молено ожидать увеличения водности, возрастание которой приводит к росту альбедо облаков, но мало сказывается на их длинноволновом излучении, за исключением перистых облаков, которые не являются абсолютно черными. Это уменьшает нагревание атмосферы и поверхности солнечным излучением и, следовательно, температуру и дает пример отрицательной облачнорадиационной обратной связи. Оценки величины параметра X данной обратной связи изменяются в широких пределах от 0 до 1,9 Вт-м 2-К 1 . Следует отметить, что недостаточно детальное описание физических, оптических и радиационных свойств облаков, а также неучет их пространственной неоднородности является одним из основных источников неопределенности в исследованиях по проблеме изменения глобального климата.[ ...]

Регулярные исследования радиационного баланса различных слоев атмосферы осуществляются путем актинометрического радиозондирования. При актинометрическом радиозондировании измеряются в темное время суток разности потоков восходящего и нисходящего длинноволнового излучения, т.е. эффективное излучение на стандартных изобарических уровнях. Потоки коротковолновой радиации измеряются лишь путем самолетного и аэростатного зондирования.[ ...]

Использовали данные о температуре подаваемых на очистку стоков за последние пять лет, предшествовавших модернизации станции. На температуру в реакторе влияют следующие факторы. Положительное влияние оказывают температура подаваемого стока, солнечное излучение, механическая энергия и энергия, выделяющаяся в биологическом процессе. Температурные потери связаны с испарением и конвекцией, вызванной ветрами, длинноволновым излучением, таянием выпавшего снега и поглощением в почве. Эти явления были промоделированы с тем, чтобы предсказать температуру в аэротенке в зимний период времени.[ ...]

Значение углекислого газа атмосферы для географической оболочки не ограничивается его участием в создании органического вещества. Важные последствия имеет свойство углекислого газа пропускать коротковолновую солнечную радиацию и поглощать часть теплового длинноволнового излучения, что создает так называемый парниковый эффект, выраженный в повышении температуры воздуха вблизи поверхности Земли.[ ...]

Несмотря на непрерывное облучение, Земля (вместе с ее атмосферой) находится в состоянии радиационного равновесия: она теряет столько же радиации, сколько и получает ее. Если принять за 100 единиц поток солнечной радиации на границе атмосферы, то уходящая радиация (длинноволновое излучение земной поверхности атмосферы, уходящее в Космос) составит 70 единиц, остальные 30 единиц приходятся на отраженную и рассеянную коротковолновую солнечную радиацию, выходящую за границы атмосферы.[ ...]

Суть парникового эффекта состоит в следующем. Солнечные лучи проникают сквозь земную атмосферу к поверхности Земли. Однако накопление в атмосфере диоксида углерода, оксидов азота, метана, паров воды, фторхлор-углеводородов (фреонов) приводит к тому, что тепловое длинноволновое излучение Земли поглощается атмосферой. Это приводит к накоплению избыточной теплоты в приземном слое воздуха, т. е. нарушается тепловой баланс планеты. Такой эффект подобен тому, который мы наблюдаем в покрытых стеклом или пленкой парниках. В результате температура воздуха у земной поверхности может возрасти.[ ...]

К настоящему времени деятельность человека значительно влияет на состав воздуха планеты и приводит прежде всего к созданию парникового эффекта, т. е. к увеличению содержания в нем парниковых газов. Эти газы, будучи прозрачными для коротковолновых солнечных лучей, плохо пропускают длинноволновые излучения, уходящие обратно в космическое пространство. В результате нижний слой атмосферы и поверхность Земли нагреваются. Рост средней температуры за последние полтора века показан на рис. 9.3.[ ...]

В тропосфере находится большая часть космической и антропогенной пыли, водяного пара, азота, кислорода и инертных газов. Она практически прозрачна для проходящей через нее коротковолновой солнечной радиации. Вместе с тем содержащиеся в ней пары воды, озон и углекислый газ достаточно сильно поглощают тепловое (длинноволновое) излучение нашей планеты, в результате чего происходит некоторое нагревание тропосферы. Это приводит к вертикальному перемещению потоков воздуха, конденсации водяного пара, образованию облаков и выпадению осадков.[ ...]

Что касается характера распространения в застройке отраженной и излучаемой поверхностями радиации, то их тепловое действие проявляется на следующих расстояниях от поверхности: при юго-восточной и южной ориентации - 4-5 м; юго-западной -7- 8 м; западной - 9-10 м; северо-западной - 5-6 м. Радиус действия теплового длинноволнового излучения нагретых поверхностей несколько больше. Так, при западной ориентации поверхности он достигает 15-16 м.[ ...]

Плотность В. П. относительно воздуха при равных значениях температуры и давления 0,623. Давление (упругость) В. П. для состояния па сыщения зависит от температуры (см. упругость насыщения). Удельная теплоемкость В. П. при 100° и 760 мм рт. ст. - 0,487 кал/г-град. В. П. интенсивно поглощает солнечную радиацию в красной и инфракрасной частях спектра, а также и длинноволновое излучение (см. поглощение радиации).[ ...]

Эта реакция вблизи от земной поверхности протекает в незначительной степени, так как для ее осуществления требуется УФ-излу-чение с длиной волны больше 290 нм, а интенсивность этих лучей около земли крайне невелика. При взаимодействии пестицидов, содержащих в своем составе ароматические компоненты, с соответствующими твердыми веществами или растворителями область поглощения УФ-лучей сместится в длинноволновую область (ба-тохромный сдвиг), что обеспечивает достаточную интенсивность околоземного длинноволнового излучения.

5. Предмет исследования и основные задачи геоэкологии.

6. Виды антропогенных воздействий на окружающую среду.

7. Предмет исследования, основные задачи социальной экологии. Две концепции развития глобальной социальной экосистемы.

8. Мониторинг окружающей среды и его функции. Классификация видов мониторинга.

9. Понятие экологического фактора и критерии его выделения. Традиционная классификация экологических факторов.

10. Классификация экологических факторов по виду и периодичности действия. Условия и ресурсы.

11. Концепция лимитирующих факторов (закон Либиха).

12. Закон толерантности Шелфорда.

13. Многофакторные модели роста организмов.

14. Солнечная постоянная и солнечная активность.

15. Космическое излучение, солнечный ветер и магнитосфера Земли.

16. Волновое излучение солнца. Явление озоновых дыр.

17. Схема баланса солнечной энергии в атмосфере и на поверхности Земли.

18. Длинноволновое излучение поверхности Земли и атмосферы. Явление парникового эффекта.

19. Природные тепловые машины и циркуляция атмосферы.

20. Круговорот воды в природе. Мировой водный баланс.

21. Классификация организмов по трофическому признаку.

22. Понятие жизненной формы организмов. Классификация организмов по жизненным формам.

23. Изменение реакции организмов под действием экологических факторов во времени.

24. Понятие экологической ниши. Принцип Гаузе. Экологическая диверсификация.

25. Понятие популяции. Основные характеристики популяции.

26. Модель динамики численности популяции Мальтуса.

27. Типы связи между численностью популяции и коэффициентом их прироста. Модель Ферхюльста (логистичекая).

28. Формы внутривидовых и межвидовых отношений между организмами.

29. Классификация природных систем по информационному признаку. Понятие экологической системы.

30. Организация экосистем, их компоненты и внешнее воздействие.

31.Основные процессы, определяющие жизнедеятельность экосистем.

5) Процессы экологического метаболизма (транслокационные) α

32.Основные особенности организации водных экосистем.

33. Типы взаимодействия между компонентами экосистемы. Гомеостаз экосистемы.

34. Поток энергии в биогеоценозе экосистемы. Пищевые цепи и сети.

35. Понятие метаболизма. Экологический метаболизм. Метаболизм и размер особей.

36. Первичная продукция и продуктивность.

37.Экологические пирамиды и значение размеров особей.

38.Универсальная модель потока энергии в звене тропической цепи.

39. Поток энергии по трофической цепи. Закон Линдемана-Одума.

40. Глобальный круговорот вещества (большой круговорот).

41. Общая схема биохимического круговорота вещества (малый круговорот).

42. Круговорот углерода в природе.

43. Круговорот фосфора в природе.

44. Круговорот азота в природе.

45. Биосфера как глобальная экосистема. Горизонтальная и вертикальная структура биосферы.

46. Основные функции живого вещества и его значение в формировании биосферы.

47. Первые четыре биома (биомы тундры, тайги, листопадных лесов умеренных широт, субтропического леса).

48. Вторые четыре биома (биом степей умеренных широт, тропических саванн, пустынь, тропических лесов).

17. Схема баланса солнечной энергии в атмосфере и на поверхности Земли.

Практически единственным источником энергии для всех физических процессов, развивающихся в атмосфере, является солнечная радиация.

Приходящая в атмосферу солнечная радиация частично поглощается в атмосфере главным образом водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями и рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности атмосферы.

Вследствие рассеяния лучистой энергии Солнца в атмосфере наблюдается не только прямая солнечная(28%), но и рассеянная радиация(16%), в совокупности они составляют суммарную радиацию(44%).

Достигая земной поверхности, суммарная радиация частично отражается от неё. Величина отражённой радиации определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо.

За счёт поглощённой радиации земная поверхность нагревается и становится источником собственного длинноволнового излучения, направленного к атмосфере. В свою очередь, атмосфера также излучает длинноволновую радиацию, направленную к земной поверхности (т. н. противоизлучение атмосферы) и в мировое пространство (т. н. уходящее излучение).

Рациональный теплообмен между земной поверхностью и атмосферы определяется эффективным излучением - разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением атмосферы. Разность между коротковолновой радиацией, поглощённой земной поверхностью, и эффективным излучением называется радиационным балансом.

Некоторая часть энергии солнечной радиации затрачивается на поддержание общей циркуляции атмосферы и на другие атмосферные процессы, однако эта часть незначительна по сравнению с основными составляющими теплового баланса.

18. Длинноволновое излучение поверхности Земли и атмосферы. Явление парникового эффекта.

Земля, как и любое другое тело, температура, которого выше абсолютного 0 (-273*К) излучает энергию. Однако по сравнению с температурой Солнца, температура поверхности Земли и ее атмосферы мала, поэтому все излучения или энергия приходятся на ИК участок спектра.

Излучение атмосферы имеет более сложный характер, по сравнению с излучением Земной поверхности. Энергию излучают лишь те газы, которые поглощают, то есть водяной пар, углекислый газ, озон, метан и окись азота. Эти газы называются парниковыми газами .

Наиболее интенсивно ИК излучение атмосферы, поглощаемое водяным паром. Кроме него большое влияние на поток радиации оказывает углекислый газ.

Благодаря сильному поглощению длинноволновой радиации водяным паром и углекислым газом, большая часть излучения земной поверхности поглощается атмосферой. В тоже время солнечная радиация значительной частью атмосферы пропускается. Атмосфера в свою очередь изучает длинноволновую радиацию, часть которой направлена к земной поверхности. Такая радиация называется встречным излучением атмосферы .

Часть энергии встречного излучения вновь поглощается Земной поверхностью. Разность между собственным излучением ЗП и поглощённой его частью встречного излучения, называется эффективным излучением .

Температура атмосферы обычно ниже температуры ЗП. Поэтому в большинстве случаев эффективное излучение положительно. Это означает, что вследствие длинноволнового излучения ЗП почти всегда теряет тепло. Тонкий механизм терморегуляции, основанный на составе и физических свойствах атмосферы и подстилающей поверхности Земли, поддерживает равновесие между поступающей к поверхности солнечной энергии и длинноволновыми излучениями Земли.

Этот механизм обеспечивает постоянство радиационного баланса планеты и предохраняет ее поверхность от перегрева или переохлаждения.

Углекислый газ попадает в атмосферу, как естественным путем, так и в результате человеческой деятельности. На протяжении истории Земли углекислый газ поступал в атмосферу в процессе вулканической деятельности и участвовал в естественном круговороте углерода в природе. Подсчитано что при отсутствии углекислого газа температура поверхности Земли была бы на 338*С ниже, чем в настоящее время.

На концентрацию углекислого газа и других парниковых газов, увеличивается в атмосфере главным образом за счет сжигания ископаемого топлива, а так же при нарушении естественного углеродного цикла в ходе уничтожения тропических лесов. В результате возникло нарушение радиационного баланса планеты, ведущее к развитию парникового эффекта и глобальному изменению климата.

В процессе производства в атмосферу ежегодно выбрасываются сотни тонн загрязняющих веществ в виде газов и аэрозолей.

Непрерывно возрастающее использование топлива нарушило геохимический цикл углерода. Механизм обеспечивает содержание СО2 в атмосфере не справляется с его возрастающим притоком, содержание СО2 в атмосфере возросло с 290млн долей 180 до 325 долей в 1970.

Распространение парниковых газов их источник, скорость поступления в атмосферу и доля влияния на глобальное потепление.

	Основные источники	Современный уровень среднегодового прироста концентрации %	Доля влияния на глобальное потепление %
	Сжигание ископаемого топлива (77%) вырубка лесов (23%)
Хлор фтор углероды	Различные промышленные предприятия
	Рисовые плантации, утечка газа, жизнедеятельность животных
	Сжигание биомассы, применение удобрений, сжигание топлива

В спектральных диапазонах сильного поглощения излучение земной поверхности поглощается, не выходя за пределы атмосферы Земли.  

В этой задаче считаются заданными излучение Bs земной поверхности и альбедо fc этой поверхности. Через верхнюю границу в атмосферу лучистая энергия вовсе не поступает ни в форме прямой радиации Солнца, ни в форме отраженной радиации.  

Можно, разумеется, исходить из более сложных законов излучения земной поверхности.  

Инфракрасная область спектра с длинами волн около 10 мкм типична для излучения земной поверхности.  

Парниковый эффект - разогрев приземного слоя атмосферы, вызванный поглощением длинноволнового (теплового) излучения земной поверхности. Главной причиной этого процесса является обогащение атмосферы газами, поглощающими тепловое излучение. Наиболее важную роль здесь играет повышение содержания углекислого газа (CU2) в атмосфере.  

Парниковый эффект - разогрев приземного слоя атмосферы, вызванный поглощением длинноволнового (теплового) излучения земной поверхности. Главной причиной этого процесса является обогащение атмосферы газами, поглощающими тепловое излучение. Наиболее важную роль здесь играет повышение содержания углекислого газа (СО2) в атмосфере.  

Отметим некоторые частные случаи уравнения (25), связанные со специальными предположениями о характере излучения земной поверхности.  

ПАРНИКОВЫЙ ЭФФЕКТ (П.э.) - эффект разогрева приземного слоя воздуха, вызванный тем, что атмосфера поглощает длинноволновое (тепловое) излучение земной поверхности, в которое превращается большая часть достигнувшей Земли световой энергии Солнца. Из-за того что большая часть этого излучения не пропускается парниковыми газами и облаками, температура на поверхности Земли на 33 С теплее, чем было бы в отсутствие этого процесса. Влияние на П.э. разных газов существенно различается. Так, влияние молекулы метана в 25 раз, а фреонов в 11 тыс. раз сильнее, чем влияние молекулы диоксида углерода.  

Поступление лучистой энергии в атмосферу обеспечивается: солнечной радиацией в диапазоне от ультрафиолетового излучения до инфракрасного (коротковолновое излучение), незначительной рассеянная радиацией, поглощением атмосферой излучения земной поверхности.  

Сравнение с выражением (15) указывает, что доза, обусловленная суммарным действием внутреннего и внешнего тормозного излучения, составляет в данном случае только около 0 1 % дозы, создаваемой - излучением земной поверхности.  

Излучение земной поверхности складывается из дневного отражения и ночного теплового излучения Земли.  

Климат гор и больших высот подразделяют на горный климат - до высоты около 3000 м над уровнем моря, - характеризующийся чистым и свежим воздухом и благотворный для человека, и климат больших высот - выше 3000 - 4000 м, - ме ее полезный для человека. Интенсивность солнечной радиации и излучения земной поверхности увеличивается с высотой, а температура воздуха понижается. Теневые и солнечные стороны имеют в горах различные климатические особенности, отражающиеся на развитии растений. Содержание водяных паров в воздухе с высотой убывает значительно быстрее, чем давление. Максимум осадков наблюдается на стороне, обращенной к господствующему влажному ветру. Горный климат характеризуется отсутствием жары. Там, где летнего тепла недостаточно для того, чтобы растопить скопившиеся за холодное время года массы снега, располагается область вечного снега. Во многих случаях горы являются климатическими границами.  

Инверсии температуры могут наблюдаться круглый год. Приземные инверсии температуры связаны с излучением земной поверхности. В теплую половину года они образуются лишь в ясные тихие ночи, при отсутствии облачности в нижнем и среднем ярусах и сильного ветра. Мощность таких инверсий невелика, всего несколько десятков метров, интенсивность - несколько градусов.  

Радиационный баланс – это алгебраическая сумма потоков радиации в определённом объёме или на определённой поверхности. Напр., когда говорят о радиационном балансе атмосферы или системы «Земля – атмосфера», чаще всего подразумевают радиационный баланс земной поверхности, определяющий теплообмен на нижней границе атмосферы. Он представляет собой разность между поглощённой суммарной солнечной радиацией и эффективным излучением земной поверхности.

Радиационный баланс атмосферы и подстилающей поверхности, сумма прихода и расхода лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой атмосферой и подстилающей поверхностью. Для атмосферы Р. б. состоит из приходной части - поглощённой прямой и рассеянной солнечной радиации, а также поглощённого длинноволнового (инфракрасного) излучения земной поверхности, и расходной части - потери тепла за счёт длинноволнового излучения атмосферы в направлении к земной поверхности и в мировое пространство.

Приходную часть Р. б. подстилающей поверхности составляют: поглощённая подстилающей поверхностью прямая и рассеянная солнечная радиация, а также поглощённое противоизлучение атмосферы; расходная часть состоит из потери тепла подстилающей поверхностью за счёт собственного теплового излучения. Р. б. является составной частью теплового баланса атмосферы и подстилающей поверхности.

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).

Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах. Это объясняется тем, что радиация в океанах поглощается большим слоем, чем на суше, а эффективное излучение не такое большое вследствие более низкой температуры морской поверхности, чем поверхности суши. Существенные отклонения от зонального распределения имеются в пустынях, где баланс ниже вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличивается, а поглощенная радиация уменьшается по сравнению с другими районами под той же широтой.

Сущность эффективного излучения. Парниковый эффект в атмосфере.

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 называетсяоранжерейным, или тепличным эффектом.

Величина эффективного излучения зависит от ряда факторов:

1. 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.

2. 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.

3. 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.

4. 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.

5. От абсолютной высоты местности: в горах, с уменьшением плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффективное излучение.

6. От растительности: мощный растительный покров, особенно леса, снижают эффективное излучение. В пустынях оно резко увеличивается.

7. 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.

Парниковый эффект – это задержка атмосферой Земли теплового излучения планеты. Парниковый эффект наблюдал любой из нас: в теплицах или парниках температура всегда выше, чем снаружи. То же самое наблюдается и в масштабах Земного шара: солнечная энергия, проходя через атмосферу нагревает поверхность Земли, но излучаемая Землей тепловая энергии не может улетучиться обратно в космос, так как атмосфера Земли задерживает ее, действуя наподобие полиэтилена в парнике: она пропускает короткие световые волны от Солнца к Земле и задерживает длинные тепловые (или инфракрасные) волны, излучаемые поверхностью Земли. Возникает эффект парника. Парниковый эффект возникает из-за наличия в атмосфере Земли газов, которые обладают способностью задерживать длинные волны. Они получили название «парниковых» или «тепличных» газов.

Парниковые газы присутствовали в атмосфере в небольших количествах (около 0,1%) с момента ее образования. Этого количества было достаточно, чтобы поддерживать за счет парникового эффекта тепловой баланс Земли на уровне, пригодном для жизни. Это так называемый естественный парниковый эффект, не будь его средняя температура поверхности Земли была бы на 30°С меньше, т.е. не +14° С, как сейчас, а -17° С.

Естественный парниковый эффект ничем не грозит ни Земле, ни человечеству, поскольку общее количество парниковых газов поддерживалось на одном уровне за счет круговорота природы, более того, ему мы обязаны жизнью.

Но увеличение в атмосфере концентрации парниковых газов приводит к усилению парникового эффекта и нарушению теплового баланса Земли. Именно это и произошло в последние два столетия развития цивилизации. Угольные электростанции, автомобильные выхлопы, заводские трубы и другие созданные человечеством источники загрязнения выбрасывают в атмосферу около 22 миллиардов тонн парниковых газов в год.

8) Виды теплообмена в атмосфере. Теплопроводность. Конвекция и адвекция.

Виды теплообмена:

Тепловое излучение

Тепловое излучение представляет собой процесс выделения тепловой энергии при помощи электромагнитных волн. На этом принципе основана работа многих отопительных систем, включая обычные батареи. К примеру, человек, подойдя близко к русской печи, ощущает жар. Это и есть тепловое излучение. В качестве примера также можно привести нагретый за день солнцем пляжный песок, который продолжает отдавать свое тепло атмосфере даже вечером. Именно поэтому в ночное время суток на пляже бывает гораздо теплее, чем, к примеру, в парке, где из-за обилия деревьев и кустарников, создающих тень, земля не успевает прогреться настолько, чтобы длительное время отдавать тепло воздуху.

Преимуществом теплового излучения является то, что ему не нужен теплоноситель для передачи энергии от источника к потребителю. Тепло попросту излучается в атмосферу, достигая предметов, которые находятся на расстоянии нескольких метров от источника, нагревая их. К достоинствам теплового излучения также можно отнести и то, что лишь незначительная его часть поглощается предметами - оно отражается от их поверхности и, таким образом, позволяет нагревать все поверхности в радиусе нескольких метров.

Конвекция

Конвекция представляет собой процесс переноса теплоты в жидкостях или газах путем перемешивания самого вещества. При естественной конвекции нижние слои вещества нагреваются, становятся легче и всплывают, а верхние слои, наоборот, остывают, становятся тяжелее и погружаются вниз, после чего процесс повторяется снова и снова.

Подобное явление происходит и с металлами. Возьмем, к примеру, металлический прут длиной 1 м, опустим его в холодную воду, оставив на поверхности около 10 см. Если нагреть горелкой оставшуюся над водой часть прута, внутри прута возникнет невидимое глазу явление конвекции, при котором температура горелки и холодной воды замещают друг друга. В отопительных системах HEAT PLUS в качестве посредника, который передает тепло от источника к потребителю, выступает воздух. Контактируя с теплыми полами, он нагревается, поднимается вверх, а на его место опускается холодный воздух.

Теплопроводность

Теплопроводность – это способность переноса тепла от горячих частей предмета к холодным. Когда физические тела одной системы находятся при разной температуре, то происходит передача тепловой энергии, или теплопередача от одного тела к другому до наступления термодинамического равновесия. Самопроизвольная передача тепла означает скорость движения тепла внутри физического тела. Отопительные системы HEAT PLUS имеют высокое значение теплопроводности.

Благодаря физическим свойствам карбона вырабатываемая тепловая энергия практически без потерь передается на поверхность пола, создавая в помещении комфортную и уютную атмосферу.

Теплопроводность

Теплопроводность - это процесс переноса внутренней энергии от более нагретых частей тела (или тел) к менее нагретым частям (или телам), осуществляемый хаотически движущимися частицами тела (атомами, молекулами, электронами и т. п.). Такой теплообмен может происходить в любых телах с неоднородным распределением температур, но механизм переноса теплоты будет зависеть от агрегатного состояния вещества.

Конвекция и адвекция

Конвекция - явление переноса теплоты в жидкостях или газах, или сыпучих средах потоками вещества. Существует т. н. естественная конвекция, которая возникает в веществе самопроизвольно при его неравномерном нагревании в поле тяготения. При такой конвекции нижние слои вещества нагреваются, становятся легче и всплывают, а верхние слои, наоборот, остывают, становятся тяжелее и опускаются вниз, после чего процесс повторяется снова и снова. При некоторых условиях процесс перемешивания самоорганизуется в структуру отдельных вихрей и получается более или менее правильная решётка из конвекционных ячеек.

Адвекция - в метеорологии перемещение воздуха в горизонтальном направлении и перенос вместе с ним его свойств: температуры, влажности и других. В этом смысле говорят, например, об адвекции тепла и холода. Адвекция холодных и тёплых, сухих и влажных воздушных масс играет важную роль в метеорологических процессах и тем самым влияет на состояние погоды.