Радиационный баланс почвы это

Радиационный и тепловой балансы

Эти балансы описывают поток энергии в ПТК. Все вертикальные и многие го­ризонтальные связи ПТК прямо или косвенно связаны с транс­формацией солнечной энергии. Поэтому важнейшее значение при геофизических исследованиях имеет определение радиационного и теплового балансов ПТК. Они измеряются в ккал/см 2 или кДж/м 2 (единицы СИ) в год, либо в кал/см 2 в минуту. Радиационный баланс рассчитывается по формуле:

где R – радиационный баланс, А – альбедо, E_эф – эффективное длинноволновое (тепловое) излучение, Q – суммарная радиация, которая слагается из прямой (I) и рассеянной (Q = I + S). Альбедо (отражательная способность) измеряется соотношением отражённой коротковолновой радиации (D) к суммарной радиации (Q):

.

То есть радиационный баланс – это та часть поступающей в геосистему солнечной энергии, которая была усвоена геосистемой и включилась во внутригеосистемный и межгеосистемный круговорот.

Альбедо весьма существенно изменяется от комплекса к комплексу и является важнейшей геофизической характеристикой ПТК. Это обусловлено зависимостью альбедо от особенностей деятельной поверхности, которая является продуктом формирования комплекса и отражает его специфику. Так, альбедо сухого свежевыпавшего снега составляет 0,80 – 0,95, чистого влажного снега – 0,60 – 0,70, загрязненного снега – 0,30 – 0,50; светлых горных пород – 0,20– 0,40, темных горных пород – 0,05 – 0,10; сухих светлых песчаных почв – 0,35 – 0,45, влажных серых почв – 0,10 – 0,20, темных почв – 0,05 – 0,15; густого зеленого травостоя – 0,20 – 0,25, тра­вяной ветоши и болот – 0,15 – 0,20, ерниковой и мохово-лишай-никовой тундры – 0,15 – 0,25, лиственного леса в период вегета­ции и пожелтения – 0,15 – 0,20, хвойного леса – 0,10 – 0,15.

Эффективное излучение определяется по формуле: Еэф = Ез – Еа, где Ез – тепловое излучение земной поверхности, Еа – встречное тепловое излучение атмосферы, направленное к деятельной поверхности.

Эффективное излучение зависит от температуры излучающей поверхности, облачности и влажности воздуха, поэтому тоже из­меняется от комплекса к комплексу, порой весьма существенно.

Особенности радиационного баланса ПТК зависят не только от его географического (широтного) положения, режима облачно­сти и запыленности атмосферы, которые могут быть одинаковы на значительных пространствах, но и от многих местных (локаль­ных) факторов: экспозиции и крутизны склона, альбедо деятель­ной поверхности, теплоемкости литогенной основы и т.д., поэто­му радиационный баланс даже рядом расположенных фаций мо­жет существенно отличаться.

Для определения составляющих радиационного баланса обыч­но используют приборы:

– актинометр (для измерения прямой радиации; позволяет измерить поток солнечной прямой радиации на перпендикулярную к лучам поверхность, а поток на горизонтальную поверхность легко найти по формуле I =I₀ sin h_Q, где h_Q – высота Солнца),

– альбедометр (для измерения суммарной, рассеянной и отражен­ной радиации),

– балансомер (для измерения радиационного баланса деятельной поверхности).

Эффективное излучение либо измеряется при по­мощи пиргеометра, либо рассчитывается по данным метеорологи­ческих наблюдений за температурой, влажностью воздуха и облач­ностью. Например, по формуле К.Я. Кондратьева и М.Е. Берлянда:

,

где Е₀ – эффективное излучение при при безоблачном небе; δ – коэффициент, характеризующий отличие свойств излучающих поверхностей от свойств черного тела, коэффициент δ мало меняется в разных естественных условиях и может быть принят за 0,95); σ – постоянная Стефана – Больцмана; Т – абсолютная температура воздуха (в °K), е – абсолютная влажность воздуха. Учет влияния обилия и высоты облачности осуществляется по формуле:

в которой h – облачность в долях от 1; с’ – коэффициент на высоту (ярусность) облаков.

Радиационный баланс выражает то количество солнечной энер­гии, которое задерживается (поглощается) земной поверхностью, Преимущественно растительностью и почвой. Чрезвычайно инте­ресно проследить дальнейшие пути поглощенной энергии в природном комплексе, где она преобразуется в другие виды энергии, главным образом в тепловую и лишь в малой дозе и временно – в химическую энергию органического вещества.

Тепловой баланс описывается уровнением

R = L (E + T) + P_A + P + F ± A + B_Z – LC,

где L – скрытая теплота парообразования (≈ 0,06 ккал/см 3 ), E + T – суммарное испарение, где Е – физическое испарение, Т – транспирация растениями, P_A – затраты тепла на турбулентный обмен с атмосферой, Р – теплообмен в деятельный слой (растительный покров), А – поток тепла в почву или из почвы, F – затраты теплоты на фотосинтез, B_Z – вынос тепла со стоком, С – конденсация водяных паров.

Рисунок – Схема потоков солнечной энергии в лесной геосистеме.

Обозначение составляющих радиационного и теплового балансов дано в тексте

Основ­ной приходной статьей баланса является поглощенная солнечная радиация (R). Второстепенной статьей, доля которой столь мала, что в подавляющем большинстве ПТКею можно пренебречь, слу­жит внутренняя теплота Земли. Главными статьями расхода явля­ются турбулентный обмен теплотой между подстилающей поверх­ностью и атмосферой (Р_А) и затраты теплоты на испарение как физическое (LE), так и транспирацию растений (LT), где L – скрытая теплота парообразования. Соотношение этих двух статей в общих чертах подчинено закону зональности. В гумидных районах затраты теплоты на испарение превышают затраты на турбулент­ный обмен, а в аридных основная часть теплоты расходуется на турбулентный поток теплоты в атмосферу (табл. 9). Обе эти статьи могут менять свой знак в разное время суток и в отдельные сезоны года, т.е. вместо испарения может происходить конденсация влаги (LC) в виде росы или инея. А турбулентный поток теплоты может быть направлен не только от земной поверхности в атмосферу, но и из атмосферы к поверхности Земли.

На другие статьи расхода тратится лишь небольшая часть теп­лоты, тем не менее они играют значительную роль в функциони­ровании ПТК. Особой статьей расхода являются затраты теплоты на биохимическую реакцию фотосинтеза, в результате которой про­исходит накопление солнечной энергии в растительной массе. Со­держание энергии в образовавшейся фитомассе (энергетический эквивалент) определяется по калорийности (теплоте сгорания) органического вещества. В среднем она близка к 4,5 ккал на 1 г сухого вещества, но существенно варьирует у разных сообществ, видов и отдельных органов растений. На долю этой ста­тьи приходится всего 1-2% поступающей в ПТКтеплоты, но принципиальное значение ее очень велико.

Еще одной статьей расхода является теплообмен с почвой (А), имеющий переменный знак: в теплое время года и днем он направ­лен от поверхности в глубь почвы, а в холодное время и ночью – впротивоположном направлении, но за годовой цикл в среднем многолетнем этот поток равен нулю. При отрицательном потоке в некоторых местах образуется мерзлота, а при положительном про­исходит разогревание земной поверхности. Интенсивность этого теплообмена наибольшая в континентальных условиях с резкими колебаниями температур воздуха и поверхности почвы. Его вели­чина зависит также от влажности и механического состава почвогрунтов, от растительного покрова.

В этом балансе не учтен расход теплоты на таяние снега, льда, сезонной мерзлоты в почве и деятельного слоя многолетней мер­злоты. Однако при расчете годового баланса он должен учиты­ваться, так как на таяние снега, льда и сезонной мерзлоты в об­щей сложности расходуется в умеренных и высоких широтах до 2 – 5% теплоты (при замерзании воды затраченная теплота вы­деляется).

Главной задачей изучения расхода тепла в геосистемах является определение расхода теплоты на турбулентный обмен и на суммарное испарение (физическое и транспирацию влаги рас­тениями), как важнейших расходных статей теп­лового баланса.

В настоящее время существует несколько методов определения испарения: весовой, водобалансовый, градиентный теплобалансовый, расчетный (по данным метеорологических наблюдений).

Весовой метод. Испарители предназначены для определения величины испарения за разные промежутки времени весовым методом путем взвешивания монолитов почв (аналогичный прибор применяют для изучения испарения с поверхности снега). При этом почвенными дождемерами, осадкомером Третьякова или другими приборами регистрируется количество осадков, выпавшее за период наблюдений.

Воднобалансовый метод. Довольно точным методом определения суммарного испарения за многолетний период (год или гидрологический год) выступает метод водного баланса. Испарение рассчитывается как замыкающий член уравнения: X = Z + E, в котором X – годовые атмосферные осадки, Z – годовой суммарный сток.

Этот способ имеет свои преимущества и недостатки. Первые связаны с наличием массового материала Гидрометеослужбы страны по осадкам и стоку для бассейнов средних и малых рек; точность измерений, после введения поправок на осадки, достаточно велика. Метод позволяет получить данные по испарению для физико-географических зон, подзон, провинций, реже ландшафтов. Недостатки водобалансового метода – невозможность получения данных по испарению за короткие периоды (декады, месяцы, сезоны года) и данных для локальных физико-географических единиц (фаций, подурочищ, урочищ).

Теплобалансовый метод. В основу расчета затрат тепла на испарение положены данные срочных наблюдений за температурой и абсолютной влажностью воздуха на двух высотах, например, для лугов на высотах 50 см и 200 см от поверхности. Одновременно фиксируется значение радиационного баланса и определяется поток тепла в почву (расчет потока тепла в почву будет дан ниже). При градиентных теплобалансовых наблюдениях в том случае, когда (R – А) ≥ 0,10 кал/см 2 мин, Δе 3

почвы на 1 °С. Ее можно записать в виде суммы теплоемкости сухой части почвы и теплоемкости воды, содержащейся в единице объема влажной почвы:

где cn – удельная теплоемкость сухой части почвы, cb – удельная теплоемкость воды, равная 1 кал/г °С, g – плотность сухой части почвы, ω – влажность почвы, выраженная в долях от единицы. Расчет потока тепла в почву обычно производят по этой формуле за интервалы времени 180 или 360 мин. Функция изменения температуры почвы на поверхности и по глубинам равна:

где So – функция изменения температуры на поверхности почвы; S₅, S₁₀, S₁₅, S₂₀ – функции изменения температуры почвы по глубинам 5, 10, 15 и 20 см. Эти функции имеют следующий вид:

Расчет теплового потока в почву далеко не исчерпывает определение энергетического баланса почвы. Р. В. Волобуевым, Б. Г. Розановым и другими исследователями отмечено, что почвы связаны с другими компонентами геосистем не только энергетическими, но и субстанционными связями; поступление энергии в почву происходит не только благодаря потоку лучистой и тепловой энергии Солнца, но и в процессе массообмена, и прежде всего с гумусом, который представляет собой продукт ассимиляции солнечной энергии.

Геосистемы могут быть описаны энергетическими характеристиками, либо их абсолютными значениями (суммарной радиацией, радиационным балансом, затратами тепла на испарение и турбулентный обмен с атмосферой и т. д. ), либо относительными. Последние (LE/R, P/R, LE/P, A/R) принято называть показателями структуры теплового баланса. Оказывается, что при разных абсолютных значениях отдельных членов тепловогобаланса показатели их структуры более постоянны и с их помощью могут быть описаны зональные типы ландшафтов. Для территорий бывшего СССР эти характеристики приведены в таблице:

Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет

Источник

Радиационный и тепловой баланс земной поверхности, атмосферы и Земли в целом

Разность между поглощенной солнечной радиацией и эффективным излучением составляет радиационный баланс, или остаточную радиацию земной поверхности (В). Радиационный баланс, осредненный для всей поверхности Земли, можно записать в виде формулы B = Q * (1 – А) — Е_эф или B = Q — R_k – E_эф. На рисунке 24 показано приблизительное процентное соотношение различных видов радиации, участвующих в радиационном и тепловом балансе. Очевидно, что поверхность Земли поглощает 47% от всей поступившей на планету радиации, а эффективное излучение составляет 18%. Таким образом, радиационный баланс, осредненный для поверхности всей Земли, положительный и составляет 29%.

Рис. 24. Схема радиационного и теплового балансов земной поверхности (по К. Я. Кондратьеву)

Распределение радиационного баланса по земной поверхности отличается значительной сложностью. Познание закономерностей этого распределения исключительно важно, поскольку под влиянием остаточной радиации формируется температурный режим подстилающей поверхности и тропосферы и в целом климат Земли. Анализ карт радиационного баланса земной поверхности за год (рис. 25) приводит к следующим выводам.

Годовая сумма радиационного баланса поверхности Земли почти повсюду положительна, за исключением ледяных плато Антарктиды и Гренландии. Его годовые величины зонально и закономерно уменьшаются от экватора к полюсам в соответствии с главным фактором – суммарной радиацией. Причем разница величин радиационного баланса между экватором и полюсами значительнее разности величин суммарной радиации. Поэтому зональность радиационного баланса выражена весьма ярко.

Следующая закономерность радиационного баланса – возрастание его при переходе с суши на Океан с разрывами и смешениями изолиний вдоль берега. Эта особенность лучше’ выражена в экваториально-тропических широтах и постепенно сглаживается к полярным. Больший радиационный баланс над океанами объясняется меньшим альбедо воды, особенно в экваториально-тропических широтах, и пониженным эффективным излучением вследствие более низкой температуры поверхности Океана и значительного влагосодержания воздуха и облачности. Вследствие повышенных величин радиационного баланса и большой площади Океана на планете (71%) именно ему принадлежит ведущая роль в тепловом режиме Земли. А разница в радиационном балансе океанов и материков обусловливает их постоянное и глубокое взаимовлияние друг на друга на всех широтах.

Рис. 25. Радиационный баланс земной поверхности за год [МДж/(м 2 Хгод)] (по С. П. Хромову и М. А. Петросянцу)

Сезонные изменения радиационного баланса в экваториально-тропических широтах невелики (рис. 26, 27). Следствием этого являются небольшие колебания температуры в течение года. Поэтому сезоны года определяются там не ходом температур, а годовым режимом осадков. Во внетропических широтах происходят качественные изменения радиационного баланса от положительных до отрицательных значений в течение года. Летом на обширных пространствах умеренных и частично высоких широт величины радиационного баланса значительны (например, в июне на суше у Северного полярного круга они такие же, как в тропических пустынях) и колебания его по широтам сравнительно невелики. Это отражается на температурном режиме и соответственно на ослаблении междуширотной циркуляции в этот период. Зимой на больших просторах радиационный баланс отрицательный: линия нулевого радиационного баланса самого холодного месяца проходит над сушей примерно вдоль 40° широты, над океанами – вдоль 45°. Различная термобарическая обстановка приводит зимой к активизации атмосферных процессов в умеренных и субтропических широтных зонах. Отрицательный радиационный баланс зимой в умеренных и полярных широтах отчасти компенсируется притоком тепла с воздушными и водными массами из экваториально-тропических широт. В отличие от низких широт в умеренных и высоких широтах сезоны года обусловлены прежде всего термическими условиями, зависящими от радиационного баланса.

Рис. 26. Радиационный баланс земной поверхности за июнь [в 10 2 МДж/(м 2 х _Мес.)|

В горах всех широт распределение радиационного баланса усложнено влиянием высоты, продолжительностью снежного покрова, инсоляционной экспозицией склонов, облачностью и пр. В целом, несмотря на повышенные величины суммарной радиации в горах, радиационный баланс там меньше за счет альбедо снега и льда, увеличения доли эффективного излучения и иных факторов.

Атмосфера Земли имеет свой собственный радиационный баланс. Приход радиации в атмосферу осуществляется за счет поглощения как коротковолновой солнечной радиации, так и длинноволнового земного излучения. Расходуется радиация атмосферой при встречном излучении, которое полностью компенсируется земным излучением, и за счет уходящей радиации. По расчетам специалистов, радиационный баланс атмосферы отрицательный (-29%).

В целом радиационный баланс поверхности и атмосферы Земли равен 0, т. е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия. Однако избыток радиации на поверхности Земли и недостаток ее в атмосфере заставляют задать вопрос: почему же при избытке радиации поверхность Земли не испепеляется, а атмосфера при ее недостатке не замерзает до температуры абсолютного нуля? Дело в том, что между поверхностью Земли и атмосферой (как и между поверхностью и глубинными слоями Земли и воды) существуют нерадиационные способы передачи тепла. Первый – это молекулярная теплопроводность и турбулентный теплообмен (Я), в процессе которых осуществляется нагрев атмосферы и перераспределение в ней тепла по вертикали и по горизонтали. Нагреваются также глубинные слои земли и воды. Второй – активный теплообмен, который происходит при переходе воды из одного фазового состояния в другое: при испарении тепло поглощается, а при конденсации и сублимации водяного пара происходит выделение скрытой теплоты парообразования (LE).

Именно нерадиационные способы передачи тепла уравновешивают радиационные балансы земной поверхности и атмосферы, приводя и тот и другой к нулю и не допуская перегрева поверхности и переохлаждения атмосферы Земли. Земная поверхность теряет 24% радиации в результате испарения воды (а атмосфера соответственно столько же получает за счет последующей конденсации и сублимации водяного пара в виде облаков и туманов) и 5% радиации при нагреве атмосферы от земной поверхности. В сумме это составляет те самые 29% радиации, которые избыточны на земной поверхности и которых недостает атмосфере.

Рис. 27. Радиационный баланс земной поверхности за декабрь [в 10 2 МДж/(м 2 х_Мес.)]

Рис. 28. Составляющие теплового баланса земной поверхности в дневное время суток (по С. П. Хромову)

Алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности и в атмосфере называется тепловым балансом; радиационный баланс является, таким образом, важнейшей составляющей теплового баланса. Уравнение теплового баланса земной поверхности имеет вид:

B – LE – P±G = 0,

где В – радиационный баланс земной поверхности, LE – затрата тепла на испарение (L –удельная теплота испарения, £ – масса испарившейся воды), Р – турбулентный теплообмен между подстилающей поверхностью и атмосферой, G – теплообмен с подстилающей поверхностью (рис. 28). Потеря тепла поверхностью на нагрев деятельного слоя днем и летом почти полностью компенсируется его поступлением обратно из глубин к поверхности ночью и зимой, поэтому средняя многолетняя годовая температура верхних слоев почвы и воды Мирового океана считается постоянной и G практически для любой поверхности можно считать равной нулю. Поэтому в многолетнем выводе годовой тепловой баланс поверхности суши и Мирового океана расходуется на испарение и теплообмен между подстилающей поверхностью и атмосферой.

Распределение теплового баланса по поверхности Земли отличается большей сложностью, чем радиационного, из-за многочисленных влияющих на него факторов: облачности, осадков, нагрева поверхности и др. На разных широтах значения теплового баланса отличаются от 0 в ту или другую сторону: в высоких широтах он отрицательный, а в низких – положительный. Недостаток тепла в северных и южных полярных областях компенсируется переносом его из тропических широт главным образом с помощью океанических течений и воздушных масс, тем самым между различными широтами земной поверхности устанавливается тепловое равновесие.

Тепловой баланс атмосферы записывается следующим образом: –B + LE + P = 0.

Очевидно, что взаимодополняющие друг друга тепловые режимы поверхности и атмосферы Земли уравновешивают друг друга: всю солнечную радиацию, поступающую на Землю (100%), уравновешивают потери радиации Земли за счет отражения (30%) и излучения (70%), поэтому в целом тепловой баланс Земли, как и радиационный, равен 0. Земля находится в лучистом и тепловом равновесии, и любое его нарушение может привести к перегреву или охлаждению нашей планеты.

Характер теплового баланса и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства процессов, происходящих в географической оболочке, и прежде всего термический режим тропосферы.

Источник