Актинометрические измерения — страница 14

  • Просмотров 9573
  • Скачиваний 442
  • Размер файла 220
    Кб

снежного покрова, в котором происходят поглощение приходящей солнечной и атмосферной радиации, преобразование ее в тепло и формирование собственного излучения. Тепловой баланс деятельной поверхности записывается в виде уравнения теплового баланса, которое является частным случаем уравнения сохранения энергии: B + P + L + V = 0, где B – радиационный баланс деятельной поверхности; P – поток тепла в почве; L – турбулентный приток

тепла в приземном слое атмосферы; V – затрата тепла на испарение с деятельной поверхности или его выделение при конденсации водяного пара с этой поверхности. Радиационный баланс деятельной поверхности В (остаточная радиация) представляет сбой разность между приходом и расходом лучистой энергии: B = Q + Ea – (Rk +Rд +Eз), где приход лучистой энергии: Q – суммарная радиация (сумма прямой и рассеянной солнечной радиации), Ea –

длинноволновое излучение атмосферы; расход лучистой энергии: Rk – коротковолновая отраженная радиация, Rд – отраженная длинноволновая радиация, Eз – длинноволновое излучение земной поверхности. Если приходная часть больше расходной, то есть поверхность поглощает больше лучистой энергии, чем отражает и излучает, то В положителен: избыток полученной энергии расходуется на испарение с земной поверхности и прогрев почвы и

воздуха. В случае отрицательного баланса потеря тепла поверхностью почвы компенсируется теплом, отнимаемым ею от почвы и воздуха и выделяющимся при конденсации водяного пара. В умеренных широтах днем В положителен, ночью – отрицателен (летом). Поток тепла в почве Р характеризует теплообмен между деятельной поверхностью и нижележащими слоями. Поток тепла положительный, если температура деятельной поверхности больше

температуры нижележащих слоев. В этом случае поток тепла направлен от поверхности почвы вглубь и почва прогревается. Поток отрицателен, если температура деятельной поверхности меньше температуры нижележащих слоев: поток тепла направлен из глубины к поверхности и почва охлаждается. Турбулентный поток тепла L характеризует теплообмен между деятельной поверхностью и приземным слоем атмосферы. Этот теплообмен осуществляется

благодаря турбулентному перемешиванию атмосферы и прекращается при его отсутствии. Турбулентный поток тепла зависит от разности температур поверхности и прилегающего к ней слоя атмосферы, а также от интенсивности турбулентного перемешивания в слое. Если температура деятельной поверхности выше температуры воздуха, то L направлен от поверхности почвы в воздух и поток считается положительным. Воздух в этом случае получает