9.Солн. Рад.: электром. И корпуск-ная рад. Солн. Пост-ая. Прямая и рассеянная солн. Рад. Поглощ. И рассеивание солн. Рад. В атм-ре.

Солнечная радиация– лучистая энергия, кот. распространяется от солнца в виде электромагн. волн со скоростью 300000 км/с.

Электромагн. радиация – форма материи, отличная от вещ-ва. Частным случаем радиации является видимый свет, +гамма, рентгенлучи, ИК, УФ. Вместе образует электромагн-ый спектр.

Корпускулярная радиация, испускаемая солн. атм-ой или короной и удал-ся от Солнца со скоростями порядка сотен и тыс. кл. в сек. Раличаются 3 вида К. Р. С: 1) солнечные корпускулярные потоки из активных участков солн. атм-ры, состоящие из ядер гелия и электронов и вызывающие в зем. атм-ре магн. бури и полярные сияния; 2) солн. космич. излуч. во время сильных вспышек, содержащее, кроме ядер гелия, ещё протоны и ядра тяжелых эл-в, а также электроны и нейтроны; 3) солню ветер — равномерное истечение плазмы (преимущ. протонов) из солн. короны.

Солнечная постоянная– кол-во величины солн. рад. падающей на верхнюю границу атм-ры на ед. площади перпенд. к солн. лучам при среднем расстоянии от З. к Солнцу.

Прямая солнечная радиация– это часть солн. рад.,кот. проходит через атм-ру не рассеиваясь

Рассеянная солнечная радиация– это часть солн. рад., кот. поступ. на пов-ть земли после рассеяния её атмосферой и облаками.

Факторы влияющие на вел. рассеянной рад.: 1)размер частиц; 2)длина волны. Существует 2 рассеяния: молекулярное и аэрозольное.

Явления связанные с рассеянными радиациями: цвет неба, освещённость в дневное время суток, сумерки, белые ночи, видимость.

10.Суммарная солн. Рад. Распред. Суммарной солн. Рад. На зем. Пов-ти. Отраженная и поглащённая радиация. Альбедо.

Суммарная радиация- это сумма ПСР, приходящей на гориз-ую пов-ть, и РР.

Интенсивность СР – приток её энергии за 1 мин. на 1 см2 горизонт. пов-ти, помещ. под открытым небом и не затененной от прямых солн. лучей

Кол-во СР, а также соотнош. между прямой и рассеянной рад. в её составе зависят от высоты С., облачности, прозрачности и загрязн. атм-ры. С увелич. высоты С. доля РР уменьш-ся. Чем прозрачнее а., тем меньше доля РР. Облачность уменьшает СР.

Частичная облачность увелич. СР, полная облачность уменьш. При сплошной плотной облачности СР= РР.

Зимой вследствие отражения Р и её вторичного рассеяния доля РР с составе СР возрастает.

Суточный ход: сев. полуш. при безоблачном небе СР макс. около полудня; год – летом – в дополуденные часы больше.

Закономерности в распределении СР:

зональность, в соответствии с уменьш. угла падения солн. лучей материки получают больше ССР, чем океаны, над материками меньше облачность и суше воздух

В Сев. полуш., материковом, ССР больше.

Годовая ССР 7200 МДж/м2 – тропич. широты, малая облачность и сухой прозрачный воздух. Сев . Африка 8400-9200. Экватор, облачность 5600-6400. Индонезия, Амазонка, Конго 4800-4200. Умеренные 5000-3500, приполярные 2400, Антарктида, большая высота и сухость, прозрачность 5-5400.

Распред. суммарной солн. рад. на зем. пов-ти. 1)Зональность в распред. солн. суммарной рад.; 2)Материки получ. больше суммарной солн. рад, чем океан.

Отражение и поглощение СР.

падая на зем.п-ть., ССР в большей части поглощ. в верхнем тонком слое почвы или слое воды и переходит в тепло, частично отраж.

Часть ССР, приходящей к зп и отраж-ся от неё – отражённая коротковолн-ая рад..

Отнош. отраженной части р. к суммарной р. называют отражательной способностью или альбедо данной подстилающей пов-ти. A=(Rk/Q)*100%

Величина альбедо характеризует отраж-ую способность деятельной пов-ти, % или доли ед.

А. зависит от характера пов-ти, цвета, шероховатости, влажности и др. Шероховатые почвы темного цвета отражают меньше, чем светлые, влажные – меньше, т.к. они более тёмные. А. осушенных и вспах. торфяников 8%, светлых песчаных 45. А. раст. покрова от 10 до 25. макс – свежевыпавший снег 80-90%. Альб. вод. пов-ти от нескольких % до 70%, зависит от волнения

А. всех поверхностей зависит от высоты Солнца: мин. полдень, макс. утром и вечером, т.к. при малой высоте Солнца в ССР возрастает доля рассеянной, кот. в большей степени отраж-ся от шероховатой подстил. пов-ти. А. водных поверхностей при высоте Солнца больше 60 меньше А. суши, т.к. лучи попадая в воду поглощ. и рассеиваются в ней.

Разные длины волн солн. спектра отраж. по-разному, т.е. каждая волна имеет свою отр. способность, альбедо. С увелич. длины волны А. возрастает.

Солн. свет создает освещенность, которая характер-ся суммарным действием прямой, рассеянной и отраженной радиации. Освещенность растёт с увелич. отраж. р.

Планетарное альбедо – отнош. отраженной и рассеянной солн. рад, кот. направляется в космос, к общему кол-ву рад., поступ. в атм. 30%. основную часть альбедо сост. отражение солн. рад. облаками. Наиб. значения в полярных широтах. Разность суммарной и отраженной радиации – поглощенная радиация.

Соотнош. между поглощенной и отраж. рад. зависит от физ. св-в подстилающей пов-ти: цвета, влажности, шероховатости.

Отнош. кол-ва отраженной от пов-ти тела лучистой энергии к кол-ву падающей лучистой энергии называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность пов-ти тела. Когда говорят, что альбедо свежевыпавшего снега равно 80—85%, это означает, что 80—85% всей падающей на снежную пов-ть радиации отражается от неё.

Альбедо снега и льда зависит от их чистоты. В промышленных городах в связи с осаждением на снег различных примесей(копоти)альбедо меньше. В арктических областях альбедо снега иногда достигает 94%. Т.к. альбедо снега по сравнению с альбедо др. видов пов-ти земли наиболее высокое, то при снежном покрове прогревание земной пов-ти происходит слабо. Альбедо травяной растительности и песка значительно меньше. Альбедо травяной растительности равно 26%, а песка 30%. Это означает, что трава поглощает 74% солнечной энергии, а пески — 70%. Поглощенная рад. идёт на испарение, рост растений и нагревание.

Наиб. поглощательной способностью обладает вода. Моря и океаны поглощают около 95% поступающей на их пов-ть солн. энергии, т.е. альбедо воды равно 5%. Правда, альбедо воды находится в зависимости от угла падения солн. лучей. При отвесном падении лучей от пов-ти чистой воды отражается лишь 2% радиации, а при низком стоянии солнца — почти вся.

11. Рад. Баланс зем. Пов-ти. Тепловое излуч. Зем. Пов-ти. Встречное и эффективное излуч.

Рад. баланс зем. пов-ти– разность между поглощённой коротковолновом излуч. и эффективным длинноволновым излуч.

Тепловое излуч. зем. пов-ти ЗП как физ тело, имеющее темп-ру выше абсолютного 0, является источником излуч., кот. назыв. тепловым излуч. Земли. Верхние слои почвы и воды, снег, сами излуч. длинноволн. рад. – собственное излуч. ЗП. Его можно рассчитать, зная абсолют. темп-ру ЗП. Излуч. абсолютно черного тела Eа.ч.т., согласно закону Стефана Больцмана, пропорц. 4 степени абсол. темп-ры тела.

Е а.ч.т.- относительная излучательная способность, показ., какую долю излуч. а.ч.т. составляет излуч. данной пов-ти. Однако З. не явл. а.ч.т., поэтому её излуч. меньше излуч. а.ч.т. при той же темп-ре, излуч. серого тела. Относ. коэф. излуч. для разных типов подстил. пов-ти колеблется от 0,85 до 0,99, в среднем 0, 95. Наиб. излуч-ая способность у снега 0,986.

Собственное излучение земной поверхности, с учетом

При ср. темп-ре ЗП 288К интенсивность зем. излу. сост. 373 Вт/м2.

Темп-ра на зем. шаре изменяется от 190 до 350 К. Собственное излуч. З. относится к длинноволновому ИК-излучению с длинами волн от 4 до 120 мкм, 99% энергии из этого спектра приходится на интервал до 4-40 мкм, а максимум энергии – на 10-15 мкм. ИК - излучение зем. пов-ти происходит непрерывно: чем выше темп-ра излучающей пов-ти, тем интенсивнее её излуч. Оно направлено в атм-ру и почти полностью поглощается ею. На ОСНОВЕ ТЕМП-ЫХ КОНТРАСТОВ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВ-ТИ ВОЗМОЖНО ДИСТАНЦИОННОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ Земли искуственными спутниками. Разная степень нагревания пов-ти и энергетическая яркость в ИК-диапазоне позволяют выявлять разные элементы ландшафта, сост-ть карты почв, растит-ти, рельефа.

Встречное излучение атмосферы

Атмосфера, поглощающая часть солнечной радиации 15% и собственного излучения ЗП, а также получая тепло путём турбулентной теплопроводности и при конденсации вод. пара, нагревается выше абсол. 0 и нагретая атм-ра излучает невидимую Ик-радиацию длинноволновую, 30% кот. направлено в космич. прос-во, 70% - к ЗП. Часть атм-го излуч., приходящего к ЗП, называют встречным излучением атм. Eа. т.к. оно направлено навстречу собственному излучению ЗП. ЗП поглощает ВИ почти полностью 99%.

Так темп-ра атм-ры ниже темп-ры ЗП, то встречное излуч. атм-ры больше, чем земное. Встречное излучение а. дополняет поглощенную солн. рад. и является источником энергии для ЗП, которая практически полностью поглощает встречное излучение атм-ры.

Встречное излучение возрастает с увелич. облачности, поскольку облака сами сильно излучают. Встречное излуч. уменьш. с высотой – уменьш. содержание водяного пара. Основным поглотителем излучения ЗП и посылающим встречное поглощение в атм-ре является водяной пар. Интенсивность встречного излучения коррелирует с содержанием в атм-ре водяного пара. Так над экватором, где влагосодержание наибольшее на Земле, встречное излучение а. составляет 0,35-0, 42 к Вт/м2, в полярных широтах уменьш. до 0.21. оксид углерода, озон.

Эффективное излучение

Эф. излуч. называют разность между собственным излучением ЗП и встречным излучением атмосферы. Eэф = Eз – Eа

Встречное излучение всегда меньше земного. Эф. излучение представляет собой баланс длин. радиации на земной п-ти Вд.

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю луч. энергии и тепла с ЗП ночью. Измеряется пиргеометрами. Собственное излучение – по закону Стефана-Больцмана, зная тем-ру ЗП. Эф. излуч. зависит от темп-ры ЗП, от темп-ры и влажности воздуха, облачности. С повыш. темп-ры ЗП Е эф увелич., а с повышением темп-ры и влажности – уменьш. Особенно сильно на эф излуч. влияют облака. Если облака плотные и темп-ра их близка к темп-ре ЗП, то Ез=Еа и Еэф = 0. Суточный ход эф. излуч. имеет макс. в 12-14 часов и мин. перед восходом солнца. В безоблачную погоду эф. излуч. в среднем изменяется от 70 до 140 Вт/м2. Годовой ход эф.из. в районах с континентальным климатом характеризуется макс. в летние месяцы и мин. в зимние. Макс. значения 280-300 эф.из. наблюд. над сушей днем. В районах с морским климатом годовой ход эф. излуч. выражен слабее, чем в районах, располож. в глубине континента. Над океанами в тропич. широтах ср. значение эф. излуч. около 80, т.к. в течении года колеблется от 56 до 115. Поглощая зем. излуч. и посылая встречное излучение к ЗП, а. уменьшает охлаждение последнее в ночное время. днём она мало препятствует нагреванию ЗП солн. рад.. Это влияние а. на тепловой режим - Способность атм-ры пропускать коротковолновую рад. и задерживать длинноволновую рад. ЗП назыв. парниковым эффектом. Он обеспеч. небольшие перепады темп-ры в течении суток. Расчёты показ., что при отсутствии атм-ры средняя темп-ра деятельного слоя Земли снизилась бы на 38 С и наша планета была бы покрыта вечными льдами. В настоящее время атм-ра разогревается засчёт выбросов при сжигании углеводородного топлива и парниковый эффект усиливается.

12. Тепловой режим атм-ры: сут-ый и год. ход темп-ры воздуха. Амплитуда темп-ры воздуха. Изменение темп-ры воздуха с высотой. Изменения темп-ры приземного слоя воздуха в течение суток и года обусловлены периодическими колебаниями темп-ры подстилающей пов-ти и наиболее чётко выражены в его нижних слоях. В суточном ходе кривая имеет по одному макс. и мин. Мин. Знач. Темп-ры наблюд. перед восходом Солнца. Затем она непрерывно повыш., достигая наиб. значений в 14-15 ч, после чего начинает снижаться до восхода Солнца. Амплитуда темпер-ых колебаний — важная хар-ка погоды и климата, зависящая от ряда условий. Амплитуда суточных колебаний темп-ры воздуха зависит от погодных условий. В ясную погоду амплитуда больше, чем в пасмурную, т.к. облака днём задерживают солн. рад., а ночью уменьшают потерю тепла земной поверхностью путём излучения. Амплитуда зависит и от времени года. В зимние месяцы при малой высоте Солнца в средних широтах она понижается до 2-3 °С. Оказывает большое влияние на суточный ход темп-ры воздуха рельеф: на выпуклых формах рельефа (на вершинах и на склонах гор и холмов) амплитуда суточных колебаний меньше, а в вогнутых (ложбины, долины, котловины) больше по сравнению с равнинной местностью. Назначение амплитуды влияют и физ. св-ва почвы: чем больше суточный ход на самой пов-ти почвы, тем больше суточная амплитуда темп-ры воздуха над ней. Раст. покров уменьш. амплитуду суточных колебаний темп-ры воздуха среди растений, т.к. он днём задерживает солн. рад., а ночью — земное излучение. Особенно заметно уменьш. суточные амплитуды лес. Годовой ход темп-ры воздуха в разных геогр-х зонах различен в зависимости от широты и местоположения. По средней многолетней амплитуде и по времени наступления экстремальных темп. выделяют 4 типа годового хода темп-ры воздуха. Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдают два слабовыраженных макс. темп-ры — после весеннего (21.03) и осеннего (23.09) равноденствия, когда Солнце находится в зените, и два мин. — после зимнего (22.12) и летнего (22.06) солнцестояния, когда Солнце находится на наименьшей высоте. Тропический тип. В тропич. широтах наблюдают простой годовой ход темп-ры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Тип умеренного пояса. Мин. и макс. значения темп-ры отмечаются после солнцестояний. Полярный тип. Мин. темп-ры в годовом ходе вследствие полярной ночи сдвигается на время появления Солнца над. Макс темп-ры в Северном полушарии наблюдается в июле. На годовой ход темп-ры воздуха оказывает влияние и высота места над ур. моря. С увелич. высоты годовая амплитуда уменьш.. В тропосфере темп-ра воздуха с высотой пониж., в среднем на 0,6 ºС на каждые 100 м высоты. Однако в приземном слое распределение темп-ры может быть различным: она может и уменьш., и увелич., и оставаться постоянной. Представление о распред. темп-ры с высотой даёт вертикальный градиент темп-ры (ВГТ): Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (летом больше, чем зимой) и времени суток (днём больше, чем ночью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его темп-ра на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым посевом или лугом. Это обусловлено различиями в темп-ом режиме этих поверхностей. Измен. темп-ры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днём и летом ; если ВГТ = 0, то темп-ра с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то темп-ра увелич. с высотой и такое распределение температуры называют инверсией. В зависимости от условий образования инверсий в приземном слое атм-ры их подразд. на радиационные и адветивные. 1. Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании ЗП. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днём. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ночные (летние) и зимние. 2. Адвективные инверсии образуются при адвекции (перемещении) теплого воздуха на холодную подстилающую пов-ть, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающегося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные инверсии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего темп-ру выше 0°С, на пов-ть, покрытую снегом. Понижение темп-ры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега

13. Заморозки: адвективные , радиационные, адвективно-радиационные. Меры борьбы с заморозками.

Заморозки- понижение темп-ры воздуха до 0 и ниже ,в то время, когда среднесуточные темп-ры выше 0. Типы заморозков: 1. Адвективные- наблюд. в результате вторжения холодных арктических масс ,вызывая быстрое пониж. темп-ры. Охватывают больше площади и мало зависят от местных условий. 2. Радиационные – наблюд. в ясную погоду, возникают в результате радиационного выхолаживание почвы ,пониж. темп-ры в ясные тихие ночи при интенсивном измерении и инверсионном распред. темп-ры. 3. Адвективно-радиационные-в умеренных широтах в конце весны. Они обусловлены вторжением холодного арктического воздуха, имеющего полож. темп-ру, близкую к 0. Поскольку такой воздух прозрачный, ночью происходит дополнительное выхолаживание пов-ти, а от неё возникают заморозки. Охватывают большие площади. Меры борьбы с заморозками: дымление, дождевание, облачность, укрываение(теплицы), турбулентное перемешивание воздуха.

14.Отличия тепловых режимов почв и водоёмов. Тепловой режим почвы. Распространение тепла в почве. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов. Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в воде —путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на пов-ти вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев и связанной с ним передаче тепла играет и испарение. При значительном испарении с пов-ти моря верхний слой воды становится более солёным и плотным, вследствие вода опускается с пов-ти в глубину. Радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же кол-во тепла нагревает массу воды до меньшей тем-ры, чем такую же массу почвы. Сов-ть явлений поступления, переноса, аккумуляции и отдачи тепла называется тепловым режимом почвы. Он форм-ся под влиянием климата (потока солн. рад., условий увлажнения, континентальности и др.), а также условий рельефа, раст-ти и снежного покрова. Осн. показателем теплового режима почвы, кот. характеризует её тепловое состояние,  является темп-ра почвы. Темп-ра почвы определяется притоком солн. радиации и тепловыми св-ами самой почвы. В связи с суточной и годичной цикличностью в поступлении радиации Солнца для темп-ры почвенного профиля характерна суточная и годовая периодичность. Тепловой режим деятельной пов-ти (почвы, воды) опред-ся радиационным балансом. Кол-во лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой деятельной пов-тью, зависит от её цвета, состава, структуры. Тепло от пов-ти почвы передается вглубь почвы главным образом путем МОЛЕКУЛЯРНОЙ ТЕПЛОПРОВОДНОСТИ. При распростр-ии тепла вглубь происходит поглощение его каждым слоем почвы. Чем глубже располож. слой, тем меньше он получ. тепла и тем меньше повыш. его темп-ра в суточном и годовом ходе. При охлаждении почвы вследствие излучения тепло из глубины почвы путем молекулярной теплопроводности передается к ее поверхности. Поэтому чем глубже расположен слой почвы, тем меньше он будет охлаждаться в суточном и годовом ходе. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов. Основное отличие в нагревании воды, по сравнению с сушей, заключ. в том, что тепло в воде передается преимущественно путём турбулентности. Поэтому и нагрев, и охлаждение в водоёмах распространяется на на толстый слой, чем в почве, к тому же вода имеет большую теплоемкость, чем почва. Вследствие этого изменения темп-ры на пов-ти воды очень малы в течение суток. Амплитуда суточного хода составляет десятые доли градуса: около 0,1-0,2 ° C в умеренных широтах и около 0,5 ° C в тропиках. Суточных ход темп-ры воды на пов-ти океана имеют макс. около 15-16часа и мин. через 2-3 часа после восхода Солнца. Год-ая амплитуда колебаний темп-ры на пов-ти водоёмов значительно больше, чем суточная. Но она меньше, чем годовая амплитуда колебаний тем-ры на пов-ти почвы. Во внутренних морях и глубоководных озерах возможны значительные амплитуды - до 20 ° C и более. Как суточные, так и годовые колебания температуры в воде наблюдаются в значительно больших глубин, чем в почве. Суточные колебания в морях наблюд. на глубинах до 15-20 м, а годовые - до 150-400 м.