Определение составляющих радиационно-теплового баланса земной поверхности. Теоретическое обоснование (Сочинение на свободную тему)

Определение взаимосвязей между формированием и развитием сезонномёрзлых и многолетнемёрзлых пород, температурным режимом пород и теплообменом между атмосферой и верхней частью литосферы, количественно характеризующихся радиационно-тепловым балансом, является главной задачей геокриологической съёмки. Оценку динамики верхних граничных условий, изучение закономерности формирования и изменения температурного режима дневной поверхности, определение характера развития криогенных процессов позволяет получить информация о структуре радиационно-теплового баланса и изменении его составляющих. Уравнение радиационно-теплового баланса имеет вид (14.1): 𝑅=Qсум(1A)Iэф=𝐿𝐸+𝑃+𝐵, (14.1)

где R – солнечная радиация, Qсум – суммарная коротковолновая солнечная радиация, которая является суммой прямой Qпр и рассеянной q радиации; A – альбедо земной поверхности; Iэф – эффективное длинноволновое излучение; E – интенсивность испарения с поверхности; L – скрытая теплота испарения (L=2,5 МДж/кг); P – затраты тепла на процесс турбулентного теплообмена между земной поверхностью и атмосферой; B – тепло, идущее на теплообмен между земной поверхностью и нижележащими слоями литосферы

Поступающее на Землю солнечное излучение в виде электромагнитных волн является основным источником энергии для протекающих в атмосфере, гидросфере и верхней части литосферы процессов.

Все вещества взаимодействуют с электромагнитными волнами тремя способами: они могут частично отражать, поглощать и пропускать сквозь себя лучистую энергию без поглощения. Таким образом, часть солнечного излучения, попадая в атмосферу Земли, отражается в мировое пространство, часть поглощается и часть пропускается в виде рассеянной радиации. Коротковолновая радиация, поглощённая атмосферой, расходуется на ее нагревание. В свою очередь, как всякое нагретое тело, атмосфера начинает излучать электромагнитные волны в диапазоне инфракрасного спектра (длинноволновое излучение). Часть длинноволнового излучения атмосферы, которая направлена к дневной поверхности, называется встречным излучением атмосферы (Iа).

Прошедшая через атмосферу к земной поверхности коротковолновая радиация (Qсум) представлена суммой двух составляющих: радиацией рассеянной атмосферой (q) и радиацией, называемой прямой (Qпp), в виде пучка параллельных лучей, поступающих от Солнца к перпендикулярной поверхности.

Та часть коротковолновой солнечной радиации, которая отражается от дневной поверхности, называется отраженной (S). Отношение количества S к Qсум называется

альбедо поверхности (А), выражаемое в долях единицы или процентах. Альбедо характеризует способность поверхности отражать (поглощать) электромагнитные волны.

Поглощаемая дневной поверхностью коротковолновая радиация приводит к ее нагреву и последующей потере тепла излучением длинноволновой радиации (Iз). Таким образом, на дневной поверхности взаимодействуют два потока длинноволновой радиации: земное излучение (Iз) и поглощённая часть встречного излучения атмосферы (&豌Iа). Разность этих потоков составляет потерю тепла дневной поверхностью в виде длинноволнового излучения, которая называется эффективным излучением (Iэф).

Режимные теплобалансовые наблюдения ведутся на метеостанциях. Сеть метеостанций России редка, данные их наблюдений дают только общие представления о структуре радиационно-теплового баланса обширных территорий. Условия же теплообмена различных типов местности отличаются большой изменчивостью, поэтому в процессе геокриологических исследований часто проводятся режимные стационарные или полустационарные наблюдения на микроклиматических площадках, организованных в различных ландшафтных условиях.

Режимные наблюдения являются совокупностью срочных наблюдений, которые в соответствии с международной методикой принято выполнять в: 00, 03, 06, 09, 12 …21 ч по Гринвичскому времени, это так называемые синоптические сроки. Радиационно-тепловой баланс в каждом конкретном месте можно вычислить для любого срока наблюдения. По данным режимных наблюдений могут быть найдены суммарные суточные, месячные и годовые значения радиационно-теплового баланса.

Система теплобалансовых наблюдений включает в себя актинометрические наблюдения – непосредственное измерение составляющих радиационного баланса и градиентные – определение составляющих теплового баланса косвенным путем. Расчет последних производится по данным срочных градиентных наблюдений за температурой, влажностью воздуха и скоростью ветра на двух уровнях (0,5 и 2,0 м) от поверхности. Величину теплового потока между поверхностью и нижележащими слоями почвы непосредственными измерениями получить трудно из-за несовершенства существующих конструкций тепломеров. Поэтому величина теплового потока определяется как остаточный член радиационно-теплового баланса (14.2):

𝐵 =𝑅 𝐿𝐸 – 𝑃, (14.2)

где R – солнечная радиация; E – интенсивность испарения с поверхности; L – скрытая теплота испарения (L=2,5 МДж/кг); B – тепло, идущее на теплообмен между земной поверхностью и нижележащими слоями литосферы; где E – интенсивность испарения с

поверхности; L – скрытая теплота испарения (L=2,5 МДж/кг); P – затраты тепла на процесс турбулентного теплообмена между земной поверхностью и атмосферой.