Будь-які студентські роботи за приємними цінами. Постійним клієнтам - знижки! Залиште заявку і ми відповімо Вам за вартістю робіт протягом 30 хвилин!
Відомо, що промені Сонця, проходячи через земну атмосферу, зазнають суттєвих змін, що ведуть до зменшення радіації. При цьому частина сонячної радіації поглинається і розсіюється атмосферою і хмарами, частина відбивається від них. Крім того, сонячна радіація, що пройшла через атмосферу, частково відбивається і від самої земною поверхнею.
В цілому з 100% сонячної енергії, що приходить на верхню межу атмосфери Землі (сонячна постійна), 50% досягає земної поверхні. З них 7% відразу ж відбивається. Решта 43% сонячної постійної, які досягли земної поверхні, поглинаються нею і трансформуються в тепло. 15% у вигляді теплових хвиль випромінюються в атмосферу і нагрівають її. Решта 28% складають тепловий баланс земної поверхні (без атмосфери); 23% витрачається на фізичне випаровування, транспірацію, фотосинтез, а 5% йде на турбулентний теплообмін між земною поверхнею і атмосферою.
Сонячне опромінення надходить на земну поверхню у вигляді прямої і розсіяної радіації.
Радіаційний баланс діяльної поверхні, на якій відбувається перетворення потоку сонячної енергії, або радіаційний баланс елементарної геосистеми розраховується за формулою:
R = (I + S) (1 - А) - Eеф. де
R - радіаційний баланс, I - пряма радіація, S - розсіяна радіація, А - альбедо, Ееф - ефективного довгохвильове випромінювання. Пряма і розсіяна радіація (I + S) утворюють сумарну радіацію (Q). Тому радіаційний баланс можна записати так: R = Q (1 - А) - Eеф.
Принциповою складності для визначення складових радіаційного балансу в даний час немає. Гідрометеослужбою накопичений масовий матеріал актинометричних спостережень, зосереджений в довідниках по клімату. Правда, дані актинометричних спостережень отримані для стандартної діяльної поверхні (луки в умовах великої лісової, лісостепової та степової зон). На фізико-географічних стаціонарах для визначення складових радіаційного балансу зазвичай використовується спеціальна апаратура.
Залежно від співвідношення прибутково-видаткових складових (структури) балансу значення радіаційного балансу буває позитивним, якщо поверхня поглинає більше радіації, ніж віддає (потік спрямований до поверхні ландшафту), і негативним, якщо поверхня поглинає радіацію менше, ніж віддає (потік спрямований від поверхні ландшафту в атмосферу
Розглянемо складові радіаційного балансу.
Сумарна радіація є прибуткової частиною радіаційного балансу. Величина приходить до поверхні сумарної радіації залежить від кута падіння сонячних променів і тривалості освітлення, а також від стану атмосфери - хмарності і характеру хмар, вологості, запиленості і т.д. Це добре підтверджується фактом розподілу сумарної радіації по земній поверхні. Річні значення сумарної радіації змінюються від 55-60 ккал / см2 до величин інсоляції, що перевищують 220 ккал / см2. У тропічних широтах значення сумарної радіації досягає свого максимуму, який припадає на пояси високого тиску північної та південної півкуль. Найбільші величини сумарної радіації припадають на тропічні внутрішньоконтинентальні пустелі і пояснюються, перш за все, великою кількістю прямий радіації при невеликих вологості повітря і хмарності.
У той же час в мусонних областях тропічних широт і в екваторіальних широтах через велику вологість і хмарності значення сумарної радіації скорочується. Так, на узбережжі Гвінейської затоки воно становить 100 ккал / см2год. У високих широтах влітку кількість сумарної радіації зростає від полярного кола до полюса, що пов'язано з умовами освітленості і вологості повітря. Взимку вплив широти місця призводить до істотних відмінностей у надходженні сумарної радіації, особливо в помірних і високих широтах. Майже у всіх широтних зонах приплив сонячної радіації на суші через меншу хмарності на 15-30% більше, ніж над океаном (виняток становлять пріекваторільние зони, тут суша отримує на 9-10% більше, ніж акваторія океанів, що пов'язано з різним добовим ходом хмарності: над океаном хмарність днем менше, ніж над сушею, вночі - навпаки). В цілому для всієї поверхні Землі суша отримує на 8-9% більше сонячної радіації, ніж акваторія океанів.
Поряд з відмінностями в кількостях надходить сонячної радіації між великими територіями, мають місце також відмінності і в цьому показнику і між невеликими природними комплексами (морфологічними частинами ландшафту). Ці відмінності пов'язані, в першу чергу, з положенням на елементах рельєфу і щодо водойм. Горизонтальні поверхні і схили, неоднаково орієнтовані по відношенню до Сонця і мають різну крутизну, через неоднаковість кутів падіння сонячних променів і часу освітлення прямим світлом отримують неоднакову кількість сумарної радіації. На знижені елементи рельєфу і прибережні ділянки, через підвищену тут вологості, надходить менше сумарної радіації, ніж на більш сухі ділянки.
Найбільш яскраві відмінності спостерігаються між неоднаково орієнтованими схилами, особливо в кількості приходить прямий радіації, частка якої в ясні безхмарні дні може становити 80-90% сумарної радіації. Так, в субтропічних і помірних широтах схили північної і південної експозиції за річною кількістю прямий радіації відрізняються більш ніж у два рази. Однакова кількість прямої радіації надходить на пологі північні і південні схили, розташовані відповідно на 65 і 52, 62 і 48, 54 і 400с.ш. Положення на разнооріентірованних експозиціях рельєфу як би видаляє ці ділянки один від одного на відстань до 1500 км по меридіану. По крутих схилах подібні порівняння виявляють ще більші контрасти: північні схили отримують стільки прямий радіації, скільки південні, віддалені від них на 40-450 за широтою. Це означає, що крутий слон на широті Санкт-Петербурга (60 паралель) по надходженню прямої радіації дорівнює північному схилу на 15 паралелі, тобто на той і інший схил припадає близько 130 ккал / см2год (Щербаков, 1974). Майже однакова кількість прямої радіації надходить за рік на круті північні схили в районі тропіка і на південні - в районі полярного кола. І хоча розсіяна радіація на всі схили надходить більш рівномірно, однаково відмінності, зумовлені нерівномірним надходженням прямий радіації, помітно позначаються на величині сумарної радіації. За кількістю сумарної радіації неоднаково орієнтовані схили розрізняються повсюдно (Щербаков, 1974).
Нерівномірність розподілу сонячної радіації в межах геосистем в першу чергу обумовлена різноманітністю форм рельєфу. За даними А.В.Дроздова, відносні відмінності в приході сонячної радіації між схилами і горизонтальною поверхнею на 560 пн.ш. (Курський стаціонар) змінюються в широких межах: схили південної експозиції з ухилам 200 отримують на 20-50% сонячної радіації більше, ніж горизонтальна поверхня, а північні схили - на стільки ж менше.
Ефективне випромінювання складається з двох взаімопротівоположних потоків - довгохвильового випромінювання земної поверхні (або природного комплексу) і довгохвильового протівоізлученія атмосфери. Ефективне випромінювання розраховується за формулою:
Ееф = Ез - Еа. де
Ез - теплове випромінювання земної поверхні (або власне випромінювання ландшафтного комплексу), Еа - теплове випромінювання атмосфери до діяльної поверхні (або зустрічне випромінювання).
Ефективне випромінювання визначається двома способами. Безпосередньо за допомогою піргеометра і розрахунковим шляхом, використовуючи дані метеоспостережень. Ефективне випромінювання при безхмарному небі можна визначити за законом Стефана - Больцмана.
Е0 = δσТ4 (0,254 - 0,0066е), де
Е0 - ефективне випромінювання при безхмарному небі, δ - коефіцієнт, що характеризує відмінність властивостей вивчають поверхонь від властивостей чорного тіла. За М.И. Будико (1971), коефіцієнт δ мало змінюється в різних природних умовах і може бути прийнятий за 0,95; σ - постійна Стефана - Больцмана, рівна 5,67х10-5 ерг / см2 х з х град4 або 8,14х10-11 кал / см2 х хв х град4; Т - абсолютна температура повітря (в К), е - абсолютна вологість повітря, в мм рт ст.
Облік впливу великої кількості і висоти хмарності здійснюється за формулою:
Е = Е0 (1 - сn). де
Е - ефективне випромінювання в реальних умовах з урахуванням хмарності, n - хмарність в частках від 1; с - коефіцієнт на висоту (ярусність) хмар. М.И. Будико. грунтуючись на роботах Н.А.Ефімовой (1961), рекомендує наступні значення з: св = 0,15-0,20; сс = 0,50-0,60; зн = 0,70-0,80. Тут св, сс, сн - значення коефіцієнтів для хмарності верхнього, середнього і нижнього ярусів.
У тому випадку, якщо температура повітря істотно відрізняється від температури діяльної поверхні, Н.А.Ефімова (1961) запропонувала формулу для розрахунку ефективного випромінювання, що враховує цю різницю:
Е = Е0 (1 - сn) + 4δσТ3 (Те -Т), де
То - температура діяльної поверхні, в К.
Цей метод застосований в Головної геофізичної обсерваторії для розрахунку величин ефективного випромінювання для 1850 пунктів (1600 з них на континентах і 250 - на океанах) земної кулі.
Величина ефективного випромінювання залежить від температури і вологості повітря, пов'язаних між собою - зі збільшенням температури зростає абсолютна вологість. Але зростання температури і вологості не викликає відповідних змін у величині ефективного випромінювання, оскільки температура і вологість впливають на цю величину з протилежних напрямках. Тому значення ефективного випромінювання порівняно мало змінюється в просторі. Найбільші річні значення суми ефективного випромінювання приурочені до областей тропічних пустель, де вона досягає 80-90 ккал / см2; в Континентального районах вона більше, ніж в умовах вологого клімату. Наприклад, в пустелях Середньої Азії ефективне випромінювання досягає в середньому 60-70 ккал / см2, а в морських і вологих мусонних помірних климатах воно знижується до 30-35 ккал / см2.
Відмінності у величині ефективного випромінювання між невеликими територіями обумовлені наведеними закономірностями, і ця величина неоднакова для вологих прибережних ділянок, низин, схилів певних експозицій, сухих ділянок і т.д. Крім того, ефективне випромінювання залежить від теплоємності літогенної основи ландшафту - чим вона більша, тим менше нагрівання і віддача на випромінювання.
Найважливішою геофізичної характеристикою діяльної поверхні, що відрізняє один ландшафт від іншого, є її відбивна здатність або альбедо. А = D / Q, де D - відбита короткохвильова радіація, Q - сумарна радіація.
Ставлення радіації, відбитої Землею в цілому (хмарами і земною поверхнею), до радіації, що надійшла на зовнішню межу атмосфери, називають планетарним альбедо Землі. Його величину оцінюють в 30-35%.
Навмисні і ненавмисні перетворення клімату часто пов'язані зі зміною альбедо діяльної поверхні. Прикладом навмисних перетворень може виступати зачерненого поверхні снежников і льодовиків вугільним пилом або іншими речовинами, що мають низькі значення альбедо з метою збільшення поглиненої радіації і посилення танення льодовиків і сніжників. Останні є джерелами живлення гірських річок. Експериментальні роботи в цьому напрямку були проведені в горах Середньої Азії Інститутом географії Російської АН та дали позитивні результати.
При зміні альбедо діяльної поверхні спостерігаються перетворення в мікро - і місцевому кліматі території. Можна навести приклад глобального перетворення клімату шляхом зміни альбедо. М.И. Будико (1974) показано, що в разі зниження альбедо полярних льодів з 62 до 30% льодовий покрив Центральної Арктики зникне і це викличе глобальне потепління в Арктиці взимку на 200С, а влітку - на кілька градусів.
Оскільки всі складові радіаційного балансу територіально мінливі, то і значенням радіаційного балансу властива така ж мінливість. Великі відмінності у величині радіаційного балансу простежуються між водною поверхнею і поверхнею суші. При переході з моря на сушу ізолінії радіаційного балансу не стикуються, оскільки радіаційний баланс моря на 20-25% більше, ніж суші в даному місці. В цілому розподіл радіаційного балансу залежить від широти. При цьому в середньому за рік значення радіаційного балансу позитивно всюди, за винятком поверхонь великих льодовиків. У помірних і високих широтах величина радіаційного балансу зростає зі зменшенням широти, а в тропічних і екваторіальних його розподіл по території визначається умовами зволоження, оскільки при малій хмарності і вологості високі значення ефективного випромінювання і альбедо ведуть до зниження радіаційного балансу. До такого ж ефекту призводить і дуже велика хмарність. Найбільше значення спостерігається при сприятливому поєднанні хмарності і зволоження території і характерно для саван і періодично зволожуваних лісів субекваторіального поясу.
В цілому радіаційний баланс так само неоднорідний для невеликих територій, як і його складові. Ті ж, що і зазначені вище, фактори, і головним чином геофізичні властивості літогенної основи ландшафту і обумовлені ними зволоження і рослинний покрив, є причиною відмінностей величини радіаційного балансу ландшафтних комплексів. Прикладом, що показує різницю у величині радіаційного балансу між морфологічними частинами ландшафту, можуть служити результати спостережень на Харанорская стаціонарі. Тут кожної фації на поверхні грунту притаманні свої показники радіаційного балансу. Ці відмінності, в загальному, витримуються і по ходу радіаційного балансу в часі. Радіаційний баланс на верхньому рівні травостою змінюється між фациями в межах 20-22%, рослинний покрив і геофізичні властивості літогенної основи ландшафту сприяють посиленню відмінностей у величині радіаційного балансу, між природними комплексами та на поверхні грунту ці відмінності зростають з -20-22 до 120- 125, тобто майже в шість разів.
За іншими дослідженнями відмінності між морфологічними частинами ландшафту з радіаційного балансу знаходяться в зазначених межах. Однак ці відмінності за величиною такі, що не поступаються відмінностей в радіаційному балансі, мають місце між великими територіями, в тому числі і між природними зонами.
Близько половини сумарної радіації становить фотосинтетичний активна радіація (ФАР), яка є основним енергетичним потоком для рослинності, так як саме ФАР використовується для найважливішого фізіологічного процесу - фотосинтезу. ФАР розраховується за формулою
ФАР = 0,40 I + 0,62 S, де I- пряма радіація, S - розсіяна радіація.
ФАР, що надходить до поверхні ландшафтів в складі сумарної радіації, розподіляється також нерівномірно не тільки в межах великих територій, а й в межах невеликих природних комплексів: плакор - 305, низина - 251, північний схил - 246, південний схил - 323 ккал / см2 ( Ю.Л.Раунер і ін. 1972).
Сумарна радіація в умовах гірського рельєфу. Загальновідомо, що сумарна радіація з висотою зростає. При цьому градієнти зміни радіації на кожні 100 м сильно змінюються як з висотою місцевості над рівнем моря, так і в залежності від сезону року.
Точне встановлення градієнтів зміни радіації ускладнюється, по-перше, тим, що, мережа актинометричних станцій в гірських районах рідкісна і, по-друге, при цьому формат прямий і розсіяною радіації, зумовленої неоднаковою хмарністю в гірських районах і, як наслідок, - різними сумарна радіація і її градієнтами.
Як вважає Н.Н.Вигодская (1981), масштаб впливу висоти, експозиції і крутизни схилу очевидний з наступних співвідношень: а) вертикальні градієнти сумарної радіації на 100 м порівнянні з межшіротнимі градієнтами в зоні зміни широти на 10; б) відмінності в сумарній радіації пологих і крутих схилів порівнянні з межшіротнимі відмінностями в її інтенсивності для зон шириною в 4 - 200; в) екстремальні межекспозіціонние контрасти в межах одного висотного порівнянні з межшіротнимі в інтервалі 20 - 320. на всіх широтах для північних схилів характерна менша сумарна радіація, відповідна такий на 11 - 250 на північ від від середньої широти району. Південні схили отримують радіації стільки, скільки горизонтальна поверхня, розташована на 2 - 60 на південь від середньої широти регіону.
Наведені висновки характерні лише для деяких регіонів і для верхньої межі фації (біогеоценозу). Насправді ПТК з добре розвиненою рослинністю мають здатність нівелювати експозиційні відмінності. Це добре видно, наприклад, в букових лісах. Незважаючи на те, що дерева бука виростають на схилах крутизною 20 - 300 і більше, верхні листки цих дерев, які є основними приймачами радіації, розташовані горизонтально, а не паралельно схилу.