Радиационный баланс земли реферат

Обновлено: 05.07.2024

Иначе говоря, радиационный баланс деятельной поверхности представляет собой разность между приходом и расходом радиации на этой поверхности. Если поверхность горизонтальна, то к приходной части баланса относятся прямая радиация S', приходящая на горизонтальную поверхность, рассеянная радиация D и встречное излучение атмосферы EЗ. Расход радиации слагается из отраженной коротковолновой Rк… Читать ещё >

Радиационный баланс деятельной поверхности и системы Земля--атмосфера ( реферат , курсовая , диплом , контрольная )

Радиационным балансом деятельной поверхности называется разность между всеми приходящими на эту поверхность и уходящими от нее потоками лучистой энергии.

Если приходные части потоков радиации считать положительными, а расходные—отрицательными, то баланс длинноволновой радиации можно записать как Вд = Еа-Ез, что представляет собой эффективное излучение, взятое с обратным знаком.

Баланс коротковолновой радиации выражается соотношением.

Вк = S`+D-Rк Т. е. представляет собой поглощенную часть коротковолновой радиации. Используя известные формулы баланс коротковолновой радиации можно записать так:

Вк = (S`+D)(1-А) Уравнение полного радиационного баланса деятельной поверхности можно получить, сложив .Вк и .Вд:

где Еэф. = Ез — Еа. Разность потоков есть фактическая потеря тепла деятельной поверхностью в виде лучистой энергии.

Изучение радиационного баланса деятельной поверхности представляет большой практический интерес, так как этот баланс является одним из основных климатообразующих факторов. От его значения зависит тепловой режим не только почвы или водоема, но и прилежащих к ним слоев атмосферы. Знание радиационного баланса имеет большое значение при расчетах испарения, при изучении вопроса о формировании и трансформации воздушных масс, при рассмотрении влияния радиации на человека и растительный мир.

Годовые суммы радиационного баланса положительны на всей поверхности суши и океанов, кроме районов с постоянным снежным или ледяным покровом, например Центральной Гренландии и Антарктиды. Севернее 40° с. ш. и южнее 40° ю. ш. зимние месячные суммы радиационного баланса отрицательны, причем период с отрицательным балансом увеличивается в направлении к полюсам. Так, в Арктике эти суммы положительны только в летние месяцы, на широте 60°—в течение семи месяцев, а на широте 50°—в течение девяти месяцев. Годовые суммы радиационного баланса меняются при переходе с суши на море.

Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности. Другое ее название — остаточная радиация.

Радиационный баланс переходит от ночных, отрицательных значений к дневным, положительным после восхода солнца при высоте его 10—15°. От положительных значений к отрицательным он переходит перед заходом солнца при той же его высоте над горизонтом. При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при высоте солнца около 20—25°, так как при большом альбедо снега поглощение им суммарной радиации мало. Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты солнца и убывает с ее уменьшением. В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению и потому меняется в течение ночи мало, если только условия облачности остаются одинаковыми.Средние полуденные значения радиационного баланса в Ленинграде летом при облачности менее 7/10 покрытия неба — около 0,7—0,8 кал/см2 мин. При облачности от 7/10 до полной наблюдаются и очень высокие (до 1,0 кал/см2 мин), и очень низкие (до 0,1 кал/см2 мин) значения.

13. Излучение в мировое пространство

Излучение нижних слоев атмосферы поглощается в вышележащих ее слоях. Но, по мере удаления от земной поверхности, содержание водяного пара, основного поглотителя радиации, уменьшается, и нужен все более толстый слой воздуха, чтобы поглотить излучение, поступающее от нижележащих слоев. Начиная с некоторой высоты водяного пара вообще недостаточно для того, чтобы поглотить все излучение, идущее снизу, и из этих верхних слоев часть атмосферного излучения будет уходить в мировое пространство. Подсчеты показывают, что наиболее сильно излучающие в пространство слои атмосферы лежат на высотах 6—10 км.Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы, уходящее в космос, называется уходящей радиацией. Оно составляет около 65 единиц, если за 100 единиц принять приток солнечной радиации в атмосферу. Вместе с отраженной и рассеянной коротковолновой солнечной радиацией, выходящей за пределы атмосферы в количестве около 35 единиц (см. в параграфе 17 о планетарном альбедо Земли), эта уходящая радиация компенсирует приток солнечной радиации к Земле. Таким образом, Земля вместе с атмосферой теряет столько же радиации, сколько и получает, т. е. находится в состоянии лучистого (радиационного) равновесия.

14. Географическое распределение радиационного баланса и суммарной радиации

Итак, рассмотрим распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной радиации по Земному шару. Мы видим, что оно не вполне зонально: изолинии (т. е. линии равных величин) радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по Земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность.

Годовые количества суммарной радиации составляют в тропических и субтропических широтах свыше 140 ккал/см2. Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в северной Африке достигают 200—220 ккал/см2. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами Амазонки и Конго, над Индонезией) они снижены до 100—120 ккал/см2. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 60—80 ккал/см2. Но затем они снова растут — мало в северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 120—130 ккал/см2, т. е. величин, близких к тропическим и превышающих экваториальные.

Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

В декабре наибольшие суммы радиации, до 20— 22 ккал/см2 и даже выше, в пустынях южного полушария. Но в облачных районах у экватора они снижены до 8— 12 ккал/см2. В зимнем северном полушарии радиация быстро убывает на север; к северу от 50-й параллели она менее 2 ккал/см2 и несколько севернее полярного круга равна нулю. В летнем южном полушарии она убывает к югу до 10 ккал/см2 и ниже в широтах 50—60°. Но затем она растет — до 20 ккал/см2 у берегов Антарктиды и свыше 30 ккал/см2 внутри Антарктиды, где она, таким образом, больше, чем летом в тропиках.

В июненаивысшие суммы радиации, свыше 22 ккал/см2, над северо-восточной Африкой, Аравией, Иранским нагорьем. До 20 ккал/см2 и выше они в Средней Азии; значительно меньше, до 14 ккал/см2, в тропических частях материков южного полушария. В облачных приэкваториальных областях они, как и в декабре, снижены до 8—12 ккал/см2. В летнем северном полушарии суммы радиации убывают от субтропиков к северу медленно, а севернее 50° с. ш. возрастают, достигая 20 ккал/см2 и более в Арктическом бассейне. В зимнем южном полушарии они быстро убывают к югу, до нуля за южным полярным кругом.

Не вся суммарная радиация поглощается земной поверхностью. В какой-то части она отражается. Путем отражения теряется в общем от 5 до 20% суммарной радиации. В пустынях и особенно в областях со снежным и ледяным покровом потеря путем отражения больше.

Географическое распределение радиационного баланса

Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Поэтому вначале мы кратко рассмотрим географическое распределение эффективного излучения.

Эффективное излучение земной поверхности распределяется по Земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; но одновременно растет и встречное излучение вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

Вблизи экватора, при большой влажности и облачности, эффективное излучение около 30 ккал/см2 в год на суше, как и на море. В направлении к высоким широтам оно растет, достигая под 60-й параллелью примерно 40—50 ккал/см2 в год над океанами. На суше оно больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 80 ккал/см2 в год.

Радиационный баланс земной поверхности за год положителен для всех мест Земли, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это значит, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что 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). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует 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.

Радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что 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). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует 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. Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс равен 20—30 ккал/см2 (карта IV). Отсюда к более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды отрицателен: от —5 до —10 ккал/см2. К низким широтам он возрастает: между 40° с. ш. и 40° ю. ш. годовые величины баланса свыше 60 ккал/см2, а между 20° с. ш. и 20° ю. ш. — свыше 100 ккал/см2. На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, так как океаны поглощают радиацию больше. Существенные отклонения от зонального распределения имеются еще в пустынях, где баланс понижен (в Сахаре, например, до 60 ккал/см2) 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 увеличена и, стало быть, поглощенная радиация уменьшена по сравнению с другими районами под той же широтой.

В декабре (карта V)радиационный баланс отрицателен в значительной части зимнего северного полушария: нулевая изолиния проходит немного южнее 40° с. ш. К северу от этой широты баланс становится отрицательным и в Арктике достигает —4 ккал/см2 и ниже. Южнее 40° с. ш. он возрастает до 10— 14 ккал/см2 на южном тропике, откуда убывает до 4—5 ккал/см2 в прибрежных районах Антарктиды.

В июне (карта VI)радиационный баланс во всем северном полушарии положителен. Под 60—65° с. ш. он в общем больше 8 ккал/см2. С уменьшением широты он возрастает, но медленно. По обе стороны от северного тропика он достигает максимума: 12—14 ккал/см2 и выше, а на севере Аравийского моря 16 ккал/см2 и выше. Баланс остается положительным до 40° ю. ш. Южнее он переходит к отрицательным значениям и у берегов Антарктиды снижается до 1-2 ккал/см2.В Советском Союзе годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 10 ккал/см2, а на юге — до 50 ккал/см2.

Солнце – ближайшая к Земле звезда, принадлежащая к классу желтых звезд карликов. Диаметр Солнца около 1,4 млн.км , среднее расстояние от Земли 149,5 млн. км . В результате происходящих на Солнце ядерных реакция температура на его поверхности равна приблизительно 6000 К, что обуславливает излучение Солнцем значительного количества энергией.

Поступающая от Солнца на Землю радиация является единственной формой прихода лучистой энергией, определяющей энергетический баланс и термический режим Земли. Радиационная энергия, приходящая к земле от всех других небесных тел, на столько мала, что не оказывает сколько-нибудь заметного влияния на происходящие на Земле процессы теплообмена. 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.

При удалении от Солнца интенсивность его излучения изменяется обратно пропорционально квадрату расстояния. Так как Земля движется вокруг Солнца по эллиптической орбите, интенсивность солнечной радиации, приходящей на внешнюю границу 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 за единицу времени через площадку единичного размера, перпендикулярно солнечным лучам и расположенную вне атмосферы на среднем расстоянии от Земли, называют солнечной постоянной. В связи с изменениями расстояния Земли от Солнца фактические значения потоков солнечной энергии на внешней границе атмосферы Земли отличаются от солнечной постоянной. Эти отличия достигают 3,5%.

Вопрос об определении величины солнечной постоянной рассматривался в многочисленных исследованиях. В течение длительного времени солнечная постоянная находилась по данным наземных актинометрических наблюдений. Такой метод определения ее величины был связан с заметными погрешностями, поскольку приходилось учитывать ослабление потока солнечной радиации в атмосфере, что можно было сделать только приближенно.

В последнее время были выполнены наблюдения за величиной солнечной постоянной на больших высотах, в том числе и на спутниках Земли. Эти наблюдения привели к заключению, что солнечная постоянная равна 1368 Вт/м².

Наблюдения на спутниках показали, что солнечная постоянная может на короткое время изменяться на величину от 0,1%-0,2% . Вопрос о возможности ее длительных изменений, относящихся к интервалам больше года, пока еще не выяснен, в связи с чем значение этих изменений для колебания климата не может считаться доказанным.

Зная величину солнечной постоянной, можно рассчитать, сколько энергии поступило бы на поверхность Земли в различных широтах при отсутствии влияния атмосферы на радиацию.Наибольшие суточные суммы радиации наблюдаются под полюсами в периоды 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 равноденствий максимум радиации приходится на экватор, причем при увеличении широты суммы радиации убывают сначала медленно, а затем все быстрее. В высотах широтах зимой радиация мала и равна нуля.

В действительности атмосфера не является вполне прозрачной средой для солнечной радиации. Заметная часть поступающей от Солнца радиации поглощается и рассеивается в атмосфере, а также отражается обратно в мировое пространство. Особенно большое влияние на распространение солнечной радиации оказывают облака, однако и при отсутствии облачности солнечная радиация в атмосфере существенно изменяется.

Радиация Солнца поглощается в атмосфере 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.

Прошедший через атмосферу поток прямой солнечной радиации зависит от прозрачности атмосферы, а также от высоты Солнца, которая определяет длину пути солнечных лучей в атмосфере. Наибольшее значение потока прямой радиации наблюдается при безоблачном небе и высокой прозрачности атмосферы. В таких условиях на перпендикулярную поверхность может достигать 1000-1200 Вт/м². Средние полуденные значения этого потока в средних широтах обычно равны 700-900 Вт/м². При уменьшении высоты Солнца в суточном ходе прямая солнечная радиация заметно уменьшается в соответствии с возрастанием оптической массы атмосферы.

Количество рассеянной радиации, поступающей к земной поверхности, изменяется в широких пределах, главным образом в зависимости от условий облачности и высоты Солнца. Теоретический расчет этого потока радиации довольно сложен и не дает вполне точных результатов. Имеющиеся данные наблюдения позволяют заключить, что во многих случаях поток рассеянной радиации сравним по величине с потоком прямой радиации, приходящей на горизонтальную поверхность. Наибольшие значения рассеянной радиации наблюдается при наличии облачности. Существенное влияние на рассеянную радиацию оказывает отражательная способность земной поверхности. В частности, рассеянная радиация заметно возрастает 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 величине солнечной постоянной. Вследствие шарообразности Земли на единицу поверхности внешней границы атмосферы в среднем поступает четвертая часть общей величины потока – около 340 Вт/м², причем приблизительно 240 Вт/м² поглощается Землей как планетой. При этом существенно, что большая часть общего количества поглощенной солнечной радиации поглощается поверхностью Земли, тогда как атмосфера поглощает значительно меньшую часть.

3. Радиационный баланс

Поверхность Земли, нагретая в результате поглощения солнечной радиации, становится источником длинноволнового излучения, передающего тепло в атмосферу. Содержащиеся в атмосфере водяной пар, пыль и различные газы, поглощающие длинноволновую радиацию, задерживают длинноволновое излучение земной поверхности. В связи с этим значительная часть излучения земной поверхности компенсируется противоизлучением атмосферы. Разность собственного излучения поверхности Земли и поглощаемого земной поверхностью противоизлучения атмосферы называется эффективным излучением. Эффективное излучение земной поверхности зависит главным образом от температуры земной поверхности, влагосодержания воздуха и облачности. В зависимости от этих факторов эффективное излучение может изменяться от значений, близких к нулю, до нескольких сот Вт/м 2 . Эффективное излучение обычно в несколько раз меньше потока длинноволнового излучения земной поверхности, который наблюдался бы при полной прозрачности атмосферы для длинноволновой радиации. Сумма потоков радиационной энергии, приходящих к поверхности Земли и уходящих от нее, называется радиационным балансом земной поверхности. Очевидно, что радиационный баланс равен разности между количеством прямой и рассеянной радиации, поглощаемой земной поверхностью, и эффективным 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 нагревание атмосферы, испарение, 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. Можно говорить о системах превращения энергии из одной формы в другую, а именно – энергии солнечного излучения в химическую энергию, накапливаемую фотосинтезирующими растениями, а ее – в другие формы по мере прохождения пищевых цепей. Большая часть поступающей солнечной энергии превращается непосредственно в тепло: происходит нагревание почвы, воды, а от них атмосферного воздуха. Приобретенное этими составляющими геосфер тепло в существенной мере определяет климат, погоду, движение воздушных и водных масс, в конце концов обогревает все живущее на нашей планете. Постепенно тепло отдается в космическое пространство, где и теряется. В огромном потоке энергии для экосистем всех размеров есть вполне определенное место. Как установлено, в экосистемах используется весьма малая часть потока энергии.

Бесплатно скачать Реферат: Солнечная радиация. Радиационный баланс. Географическое распределение составляющих. Энергетическ

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.

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.

Читайте также: