Уравнение теплового баланса земной поверхности. Значение тепловой баланс земли в большой советской энциклопедии, бсэ
Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов. Это необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры в нижних слоях атмосферы прежде всего определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.
Земная поверхность, т.е. поверхность почвы или воды (а также растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно и разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх – в атмосферу и вниз – в почву или в воду.
Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т.е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и тем самым теряет тепло.
Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем турбулентной теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.
В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытая теплота, во втором теплота переходит в скрытое состояние.
На менее важных процессах (например, затратах тепла на таяние снега, лежащего на поверхности, или распространении тепла в глубь почвы вместе с водой осадков) останавливаться не будем.
Будем считать земную поверхность идеализированной геометрической поверхностью, не имеющей толщины, теплоемкость которой, следовательно, равна нулю. Тогда ясно, что в любой промежуток времени от земной поверхности будет уходить вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это же время получает сверху и снизу. Естественно, что если рассматривать не поверхность, а некоторый слой земной поверхности, то здесь равенства приходящих и уходящих потоков тепла может и не быть. В таком случае избыток приходящих потоков тепла над уходящими потоками в соответствии с законом сохранения энергии пойдет на нагревание этого слоя, а в обратном случае - на его охлаждение.
Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю – это уравнение теплового баланса земной поверхности. Чтобы написать уравнение теплового баланса, объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в радиационный баланс:
B = (S sin h + D )(1 – A ) – E s .
Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности обозначим буквой Р . Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды обозначим G. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земную поверхность обозначим LE , где L – удельная теплота испарения и Е – масса испарившейся или сконденсировавшейся воды. Вспомним еще одну составляющую – энергию, пошедшую на фотосинтетические процессы – ФАР, впрочем, весьма маленькую в сравнении с остальными, поэтому в большинстве случаев ее не указывают в уравнении. Тогда уравнение теплового баланса земной поверхности примет вид
В + Р + G + LE + Q ФАР = 0 или В + Р + G + LE = 0
Можно еще отметить, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла.
Уравнение теплового баланса действительно для любого времени, в том числе и для многолетнего периода.
Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Если передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды – в так называемом деятельном слое. Температура этого слоя, следовательно, и температура земной поверхности при этом возрастают. При передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит, прежде всего, из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.
От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Так как за летние сутки тепла уходит вниз все-таки больше, чем приходит снизу, слои почвы и воды и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Сезонные изменения прихода-расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало.
Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде – также и путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. В ночное время суток и в холодное время года к такого рода турбулентности присоединяется термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев и в связанной с ним передаче тепла играет также испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и поэтому более плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды более значительна, чем почвы, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.
В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве – менее одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве – только на 10–20 м.
Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который сильно нагревается. Член G в уравнении теплового баланса для воды гораздо больше, чем для почвы, а P соответственно меньше.
Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен его приходит накоп-ленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него и уходит без восполнения снизу.
В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на поверхности воды; ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше, и значительно больше, чем на поверхности воды.
Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме. В результате температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.
| Оглавление |
|---|
| Климатология и метеорология |
| ДИДАКТИЧЕСКИЙ ПЛАН |
| Метеорология и климатология |
| Атмосфера, погода, климат |
| Метеорологические наблюдения |
| Применение карт |
| Метеорологическая служба и Всемирная Метеорологическая Организация (ВМО) |
| Климатообразующие процессы |
| Астрономические факторы |
| Геофизические факторы |
| Метеорологические факторы |
| О солнечной радиации |
| Тепловое и лучистое равновесие Земли |
| Прямая солнечная радиация |
| Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности |
| Явления, связанные с рассеянием радиации |
| Суммарная радиация, отражение солнечной радиации, поглощенная радиация, ФАР, альбедо Земли |
| Излучение земной поверхности |
| Встречное излучение или противоизлучение |
| Радиационный баланс земной поверхности |
| Географическое распределение радиационного баланса |
| Атмосферное давление и барическое поле |
| Барические системы |
| Колебания давления |
| Ускорение воздуха под действием барического градиента |
| Отклоняющая сила вращения Земли |
| Геострофический и градиентный ветер |
| Барический закон ветра |
| Фронты в атмосфере |
| Тепловой режим атмосферы |
| Тепловой баланс земной поверхности |
| Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы |
| Температуры воздушных масс |
| Годовая амплитуда температуры воздуха |
| Континентальность климата |
| Облачность и осадки |
| Испарение и насыщение |
| Влажность |
| Географическое распределение влажности воздуха |
| Конденсация в атмосфере |
| Облака |
| Международная классификация облаков |
| Облачность, ее суточный и годовой ход |
| Осадки, выпадающие из облаков (классификация осадков) |
| Характеристика режима осадков |
| Годовой ход осадков |
| Климатическое значение снежного покрова |
| Химия атмосферы |
| Химический состав атмосферы Земли |
| Химический состав облаков |
| Химический состав осадков |
Основным источником энергии для всех процессов, происходящих в биосфере, является солнечное излучение. Атмосфера, окружающая Землю, слабо поглощает коротковолновое излучение Солнца, которое, в основном, достигает земной поверхности. Некоторая часть солнечного излучения поглощается и рассеивается атмосферой. Поглощение падающей солнечной радиации обусловлено наличием в атмосфере озона, углекислого газа, паров воды, аэрозолей.[ ...]
Под действием падающего солнечного потока в результате его поглощения земная поверхность нагревается и становится источником длинноволнового (ДВ) излучения, направленного к атмосфере. Атмосфера, с другой стороны, также является источником ДВ излучения, направленного к Земле (так называемое противоизлучение атмосферы). При этом возникает взаимный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой. Разность между КВ излучением, поглощенным земной поверхностью и эффективным излучением называется радиационным балансом. Преобразование энергии КВ солнечной радиации при поглощении ее земной поверхностью и атмосферой, теплообмен между ними составляют тепловой баланс Земли.[ ...]
Главной особенностью радиационного режима атмосферы является парниковый эффект, который заключается в том, что КВ радиация большей частью доходит до земной поверхности, вызывая ее нагрев, а ДВ излучение от Земли задерживается атмосферой, уменьшая при этом теплоотдачу Земли в космос. Атмосфера является своего рода теплоизолирующей оболочкой, которая препятствует охлаждению Земли. Увеличение процентного содержания С02, паров Н20, аэрозолей и т. п. будет усиливать парниковый эффект, что приводит к увеличению средней температуры нижнего слоя атмосферы и потеплению климата. Основным источником теплового излучения атмосферы является земная поверхность.[ ...]
Интенсивность солнечного излучения, поглощенного земной поверхностью и атмосферой составляет 237 Вт/м2, из них 157 Вт/м2 поглощается земной поверхностью, а 80 Вт/м2 - атмосферой. Тепловой баланс Земли в общем виде представлен на рис. 6.15.[ ...]
Радиационный баланс земной поверхности составляет 105 Вт/м2, а эффективное излучение с нее равно разности поглощенной радиаций и радиационного баланса и составляет 52 Вт/м2. Энергия радиационного баланса затрачивается на турбулентный теплообмен Земли с атмосферой, что составляет 17 Вт/м2, и на процесс испарения воды, что составляет 88 Вт/м2.[ ...]
Схема теплообмена атмосферы представлена на рис. 6.16. Как видно из этой схемы, атмосфера получает тепловую энергию от трех источников: от Солнца, в виде поглощенного КВ излучения с интенсивностью примерно 80 Вт/м2; теплоты от конденсации водяного пара, приходящей от земной поверхности и равной 88 Вт/м2; турбулентного теплообмена между Землей и атмосферой (17 Вт/м2).[ ...]
Сумма составляющих теплообмена (185 Вт/м), равна тепловым потерям атмосферы в виде ДВ излучения в космическое пространство. Незначительная часть падающего солнечного излучения, которая существенно меньше приведенных составляющих теплового баланса, расходуется на другие процессы, происходящие в атмосфере.[ ...]
Разность испарений с континентов и поверхностей морей и океанов компенсируется за счет процессов массообмена водяных паров посредством воздушных течений и стока рек, впадающих в водные акватории земного шара.
Чтобы правильно оценивать степень нагрева и охлаждения различных земных поверхностей, рассчитывать испарение на , определять изменения влагозапаса в почве, разрабатывать методы по прогнозированию замерзания , а также оценивать влияние мелиоративных работ на климатические условия приземного слоя воздуха, необходимы данные о тепловом балансе земной поверхности.
Земная поверхность непрерывно получает и теряет тепло в результате воздействия разнообразных потоков коротковолновой и длинноволновой радиации. Поглощая в большей или меньшей степени суммарную радиацию и встречное излучение , земная поверхность нагревается и излучает длинноволновую радиацию, а значит, теряет тепло. Величиной, характеризующей потерю тепла земной
поверхностью, является эффективное излучение. Оно равно разности между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы. Поскольку встречное излучение атмосферы всегда несколько меньше земного, то эта разность положительна. В дневные часы эффективное излучение перекрывается поглощенной коротковолновой радиацией. Ночью же, при отсутствии коротковолновой солнечной радиации, эффективное излучение понижает температуру земной поверхности. В облачную погоду в связи с увеличением встречного излучения атмосферы эффективное излучение гораздо меньше, чем в ясную. Меньше и ночное охлаждение земной поверхности. В средних широтах земная поверхность теряет через эффективное излучение примерно половину того количества тепла, которое они получает от поглощенной радиации.
Приход и расход лучистой энергии оценивают величиной радиационного баланса земной поверхности. Он равен разности между поглощенной и эффективным излучением, от него зависит тепловое состояние земной поверхности - ее нагревание или охлаждение. Днем почти все время положителен, т. е. приход тепла превышает расход. Ночью радиационный баланс отрицателен и равен эффективному излучению. Годовые значения радиационного баланса земной поверхности, за исключением самых высоких широт, повсюду положительны. Этот избыток тепла расходуется на нагревание атмосферы путем турбулентной теплопроводности, на испарение, на теплообмен с более глубокими слоями почвы или воды.
Если рассматривать температурные условия за длительный период (год или лучше ряд лет), то земная поверхность, атмосфера в отдельности и система «Земля - атмосфера» находятся в состоянии теплового равновесия. Их средняя температура из года в год мало меняется. В соответствии с законом сохранения энергии можно считать, что алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее равна нулю. Это и есть уравнение теплового баланса земной поверхности. Его смысл состоит в том, что радиационный баланс земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла. В уравнении теплового баланса, как правило, не учитываются (ввиду их малости) такие потоки, как тепло, переносимое выпадающими осадками, расход энергии на фотосинтез, приход тепла от окисления биомассы, а также расход тепла на таяние льда или снега, приход тепла от замерзания воды.
Тепловой баланс системы «Земля — атмосфера» за длительный период также равен нулю, т. е. Земля как планета находится в тепловом равновесии: приходящая на верхнюю границу атмосферы солнечная радиация уравновешивается уходящей в космос радиацией с верхней границы атмосферы.
Если принять приходящую на верхнюю границу атмосферы за 100%, то из этого количества 32% рассеивается в атмосфере. Из них 6% уходит обратно в мировое пространство. Следовательно, к земной поверхности в виде рассеянной радиации поступает 26%; 18% радиации поглощается озоном, аэрозолями и идет на нагревание атмосферы; 5% поглощается облаками; 21% радиации уходит в космос в результате отражения от облаков. Таким образом, приходящая к земной поверхности радиация составляет 50%, из которых на долю прямой радиации приходится 24%; 47% поглощается земной поверхностью, а 3% приходящей радиации отражается обратно в мировое пространство. В результате с верхней границы атмосферы в космическое пространство уходит 30% солнечной радиации. Эту величину называют планетарным альбедо Земли. Для системы «Земля атмосфера» через верхнюю границу атмосферы уходит обратно в космос 30% отраженной и рассеянной солнечной радиации, 5% земного излучения и 65% излучения атмосферы, т. е. всего 100%.
Понятие о термобарическом поле Земли
Сезонные колебания радиационного баланса
Сезонные колебания радиационного режима Земли в целом соответствуют изменениям облучения северного и южного полушарий при годовом обращении Земли вокруг Солнца.
В экваториальном поясе сезонных колебаний солнечного тепла нет: и в декабре, и в июле радиационный баланс равен 6-8 ккал/см 2 на суше и 10-12 ккал/см 2 на море в месяц.
В тропических поясах уже достаточно отчетливо выражены сезонные колебания. В Северном полушарии – в Северной Африке, Южной Азии и Центральной Америке – в декабре радиационный баланс равен 2-4 ккал/см 2 , а в июне 6-8 ккал/см 2 в месяц. Такая же картина наблюдается и в Южном полушарии: радиационный баланс выше в декабре (лето), ниже в июне (зима).
Во всем умеренном поясе в декабре к северу от субтропиков (нулевая линия баланса проходит через Францию, Среднюю Азию и остров Хоккайдо) баланс отрицательный. В июне даже близ полярного круга радиационный баланс равен 8 ккал/см 2 в месяц. Наибольшая амплитуда радиационного баланса свойственна материковому Северному полушарию.
Тепловой режим тропосферы определяется как поступлением солнечного тепла, так и динамикой воздушных масс, осуществляющей адвекцию тепла и холода. С другой стороны, само движение воздуха вызывается температурным градиентом (падением температуры на единицу расстояния) между экваториальными и полярными широтами и между океанами и материками. В результате этих сложных динамических процессов сформировалось термобарическое поле Земли. Оба его элемента – температура и давление – настолько взаимосвязаны, что это в географии принято говорить о едином термобарическом поле Земли.
Тепло, получаемое земной поверхностью, преобразуется и перераспределяется атмосферой и гидросферой. Тепло расходуется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен и на перераспределение тепла между сушей и океаном.
Наибольшее количество тепла расходуется на испарение воды с океанов и материков. В тропических широтах океанов на испарение затрачивается примерно 100-120 ккал/см 2 в год, а в акваториях с теплыми течениями до 140 ккал/см 2 в год, что соответствует испарению слоя воды в 2 м мощностью. В экваториальном поясе на испарение затрачивается значительно меньше энергии, то есть примерно 60 ккал/см 2 в год; это равносильно испарению однометрового слоя воды.
На материках максимальные затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным климатом. В тропических широтах суши расположены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах затраты тепла на испарение в океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97 % всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен около 20 % солнечной радиации.
Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования. Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и движении воздушных масс.
Максимальное для всей тропосферы количество тепла от конденсации водяного пара получают экваториальные широты - примерно 100-140 ккал/см 2 в год. Это объясняется поступлением сюда огромного количества влаги, приносимой пассатами из тропических акваторий, и поднятием воздуха над экватором. В сухих тропических широтах количество скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: менее 10 ккал/см 2 в год в материковых пустынях и около 20 ккал/см 2 в год над океанами. Решающую роль в тепловом и динамическом режиме атмосферы играет вода.
Радиационное тепло поступает в атмосферe также через турбулентный теплообмен воздуха. Воздух – плохой проводник тепла, поэтому молекулярная теплопроводность может обеспечить нагрев только незначительного (единицы метров) нижнего слоя атмосферы. Тропосфера нагревается путем турбулентного, струйного, вихревого перемешивания: воздух нижнего, прилегающего к земле слоя, нагревается, струями поднимается, на его место опускается верхний холодный воздух, который тоже нагревается. Таким образом тепло быстро передается от почвы воздуху, от одного слоя к другому.
Турбулентный поток тепла больше над материками и меньше над океанами. Максимального значения он достигает в тропических пустынях, до 60 ккал/см 2 в год, в экваториальной и субтропических зонах снижается до 30-20 ккал/см 2 , а в умеренных – 20-10 ккал/см 2 в год. На большей площади океанов вода отдает атмосфере около 5 ккал/см 2 в год, и только в субполярных широтах воздух от Гольфстрима и Куросиво получает тепла до 20-30 ккал/см 2 в год.
В отличие от скрытой теплоты парообразования турбулентный поток атмосферой удерживается слабо. Над пустынями он передается вверх и рассеивается, поэтому пустынные зоны и выступают как области охлаждения атмосферы.
Тепловой режим континентов в связи с их географическим положением различен. Затраты тепла на испарение на северных материках определяется их положением в умеренном поясе; в Африке и Австралии – аридностью их значительных площадей. На всех океанах огромная доля тепла затрачивается на испарение. Затем часть этого тепла переносится на материки и утепляет климат высоких широт.
Анализ теплообмена между поверхностью материков и океанов позволяет сделать следующие выводы:
1. В экваториальных широтах обоих полушарий атмосфера получает от нагретых океанов тепла до 40 ккал/см 2 в год.
2. От материковых тропических пустынь тепла в атмосферу практически не поступает.
3. Линия нулевого баланса проходит по субтропикам, близ 40 0 широты.
4. В умеренных широтах расход тепла излучением больше поглощенной радиации; это значит, что климатическая температура воздуха умеренных широт определяется не солнечным, а адвективным (принесенным из низких широт) теплом.
5. Радиационный баланс Земля-Атмосфера диссиметричен относительно плоскости экватора: в полярных широтах северного полушария он достигает 60, а в соответствующих южных – только 20 ккал/см 2 в год; тепло переносится в северное полушарие интенсивнее, чем в южное, приблизительно в 3 раза. Балансом системы Земля-атмосфера определяется температура воздуха.
8.16.Нагревание и охлаждение атмосферы в процессе взаимодействия системы «океан-атмосфера-материки»
Поглощение солнечных лучей воздухом дает не более 0,1 0 С тепла нижнему километровому слою тропосферы. Непосредственно от Солнца атмосфера получает не более 1/3 тепла, а 2/3 она усваивает от земной поверхности и, прежде всего, от гидросферы, которая передает ей тепло через водяной пар, испарившийся с поверхности водной оболочки.
Солнечный лучи, прошедшие через газовую оболочку планеты, в большинстве мест земной поверхности встречают воду: на океанах, в водоемах и болотах суши, во влажной почве и в листве растений. Тепловая энергия солнечной радиации расходуется прежде всего на испарение. Количество тепла, затрачиваемое на единицу испаряющейся воды, называется скрытой теплотой парообразования. При конденсации пара теплота парообразования поступает в воздух и нагревает его.
Усвоение солнечного тепла водоемами отличается от нагревания суши. Теплоемкость воды примерно в 2 раза больше, чем почвы. При одинаковом количестве тепла вода нагревается вдвое слабее, чем почвы. При охлаждении соотношение обратное. Если на теплую океанскую поверхность проникает холодная воздушная масса, то тепло проникает в слой до 5 км. Прогревание тропосферы обязано скрытой теплоте парообразования.
Турбулентное перемешивание воздуха (беспорядочное, неравномерное, хаотическое) создает конвекционные токи, интенсивность и направление которых зависят от характера местности и общепланетарной циркуляции воздушных масс.
Понятие об адиабатическом процессе. Важная роль в тепловом режиме воздуха принадлежит адиабатическому процессу.
Понятие об адиабатическом процессе. Важнейшая роль в тепловом режиме атмосферы принадлежит адиабатическому процессу. Адиабатическое нагревание и охлаждение воздуха происходит в одной массе, без обмена теплом с другими средами.
При опускании воздуха из верхних или средних слоев тропосферы или по склонам гор он из разряженных слоев поступает в более плотные, молекулы газа сближаются, их соударения усиливаются и кинетическая энергия движения молекул воздуха переходит в тепловую. Воздух нагревается, не получая тепло ни от других воздушных масс, ни от земной поверхности. Адиабатическое нагревание происходит, например, в тропическом поясе, над пустынями и над океанами в этих же широтах. Адиабатическое нагревание воздуха сопровождается его иссушением (что является главной причиной образования пустынь в тропическом поясе).
В восходящих токах воздух адиабатически охлаждается. Из плотной нижней тропосферы он поднимается в разряженную среднюю и верхнюю. При этом плотность его уменьшается, молекулы одна от другой удаляются, сталкиваются реже, тепловая энергия, полученная воздухом от нагретой поверхности, переходит в кинетическую, тратится на механическую работу на расширение газа. Этим объясняется охлаждение воздуха при поднятии.
Сухой воздух адиабатически охлаждается на 1 0 С на 100 м подъема, это – адиабатический процесс. Однако природный воздух содержит водяной пар, при конденсации которого выделяется тепло. Поэтому фактически температура падает на 0,6 0 С на 100 м (или на 6 0 С на 1 км высоты). Это влажно-адиабатический процесс.
При опускании и сухой и влажный воздух нагреваются одинаково, поскольку при этом конденсации влаги не происходит и скрытая теплота парообразования не выделяется.
Наиболее отчетливо типичные черты теплового режима суши проявляются в пустынях: большая доля солнечной радиации отражается от светлой их поверхности, тепло не расходуется на испарение, и идет на нагревание сухих горных пород. От них днем воздух нагревается до высоких температур. В сухом воздухе тепло не задерживается и беспрепятственно излучается в верхнюю атмосферу и межпланетное пространство. Пустыни для атмосферы в планетарном масштабе также служат окнами охлаждения.
Тепловой баланс Земли, атмосферы и земной поверхности За многолетний период тепловой баланс равен нулю, т. е. Земля находится в тепловом равновесии. I - коротковолновая радиация, II - длинноволновая радиация, III - нерадиационный обмен.
Электромагнитная радиация Радиация или излучение - это форма материи, отличная от вещества. Частным случаем радиации является видимый свет; но к радиации относятся также и не воспринимаемые глазом гамма лучи, рентгеновские лучи, ультрафиолетовая и инфракрасная ра диация, радиоволны, в том числе и телевизионные.
Характеристики электромагнитных волн Радиация распространяется по всем направлениям от ис очника излучателя в виде т электромагнитных волн со скоростью света в вакууме около 300 000 км/с. Длина волны – расстояние между соседними максимумами (или мини умами). м Частота колебаний это число колебаний в секунду.
Длины волн Ультрафиолетовая радиация – длина волн от 0, 01 до 0, 39 мкм. Она невидима, т. е. не воспринимается глазом. Видимый свет, воспринимаемый глазом, длины волн 0, 40 0, 76 мкм. Волны около 0, 40 мкм – фиолетовый цвет, волны около 0, 76 мкм - красный. Между 0, 40 и 0, 76 мкм находится свет всех цветов видимого спектра. Инфракрасная радиация – волны >0, 76 мкм и до нескольких сотен мкм невидимы человеческим глазом. В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинно олновую радиации. Коротковолновой называют в радиацию в диа азоне длин волн от 0, 1 до 4 мкм. п
Длины волн При разложении белого света призмой в непрерывный спектр цвета в нем постепенно переходят один в другой. Принято считать, что в некоторых границах длин волн (нм) излучения имеют следующие цвета: 390- 440 – фиолетовый 440- 480 синий 480- 510 – голубой 510- 550 – зеленый 550- 575 желто зеленый 575- 585 желтый 585- 620 – оранжевый 630- 770 – красный
Восприятие длин волн Глаз человека обладает наибольшей чувствительностью к желтозеленому излучению с длиной волны около 555 нм. Различают три зоны излучения: сине-фиолетовая (длина волн 400- 490 нм), зеленая (длина 490- 570 нм) красная (длина 580- 720 нм). Эти зоны спектра являются также зонами преимущественной спектральной чувствительности приемников глаза и трех слоев цветной фотопленки.
ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В АТМОСФЕРЕ В атмосфере поглощается около 23% прямой солнечной ра иации. д Поглощение избирательное: разные газы погло ают радиацию в разных щ участках спектра и в разной степени. Азот поглощает R очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, поэтому поглощение азотом практически не отражается на потоке солнечной радиации. Кислород поглощает больше, но тоже очень мало - в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой части. Озон поглощает ультрафиолетовую и видимую солнечную ра диацию. В атмосфере его очень мало, но он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию в верхних слоях атмосферы, что в солнечном спектре у земной поверхности волны короче 0, 29 мкм вообще не наблюдаются. Об ее поглощение солнечной радиации озоном достигает 3% пря ой щ м солнечной радиации.
ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В АТМОСФЕРЕ СО 2 – сильно поглощает в инфракрасном спектре, но его содержание в атмосфере очень мало, поэтому поглощение им прямой солнечной радиации в общем невелико. Водяной пар основной поглотитель радиации, сосредоточен в тропосфере. Поглощает радиацию в видимой и ближней инфракрасной областях спектра. Облака и атмосфер ые примеси (аэрозольные частицы) поглощают н солнечную радиацию в различных частях спектра в зависимости от состава примесей. Водяной пар и аэрозоли поглощают около 15%, облака 5% радиации.
Тепловой баланс Земли Рассеянная радиация проходит через атмосферу и рассеивается молекулами газов. Такой радиации 70% в полярных широтах и 30% в тропиках.
Тепловой баланс Земли 38% рассеянной радиации возвращается в космос. Она придаёт голубой цвет небу и даёт рассеянное освещение до и после захода Солнца.
Тепловой баланс Земли Прямая + рассеянная = суммарная R 4% отражается атмосферой 10% отражается земной поверхностью 20% превращается в тепловую энергию 24% затрачивается на нагревание воздуха Общие потери тепла через атмосферу составляют 58% от всего поступившего
Адвекция воздуха Перенос воздуха в горизонтальном направлении. Можно говорить об адвекции: воздушных масс, тепла, водяного пара, момента движения, вихря скорости и т. д. Атмосферные явления, происходящие в результате адвекции, называются адвективными: адвективные туманы, адвективные грозы, адвективные заморозки и т. п.
АЛЬБЕДО 1. В широком смысле -отражательная способность поверхности: водной, растительной (лес, степь), пашни, облаков и т. д. Например, Альбедо крон леса составляет 10 - 15%, травы - 20 - 25%, песка - 30 - 35%, свежевыпавшего снега - 50 - 75% и более. 2. Альбедо Земли - процентное отношение солнечной радиации, отражённой земным шаром вместе с атмосферой обратно в мировое пространство, к солнечной радиации, поступившей на границу атмосферы. А= О/П Отдача радиации Землей происходит путем отражения от земной поверхности и облаков длинноволновой, а также рассеяния прямой коротковолновой радиации атмосферой. Наибольшей отражательной способностью (85%) обладает снежная поверхность. Альбедо Земли составляет около 42%
Последствия инверсии При прекращении нормального процесса конвекции происходит загрязнение нижнего слоя атмосферы Зимний дым в городе Шанхай, чётко видна граница вертикального распространения воздуха
Температурная инверсия Опускание холодного воздуха создаёт устойчивое состояние атмосферы. Дым из трубы не может преодолеть опускающуюся воздушную массу
Ход давления атмосферного воздуха. 760 мм тр. ст. = 1033 г. Па Суточный ход атмосферного давления
Вода в атмосфере Общий объём 12 – 13 тыс. км 3 водяного пара. Испарение с поверхности океана 86 % Испарение с поверхности материков 14 % Количество водяного пара уменьшается с высотой, но интенсивность этого процесса зависит от: температуры и влажности поверхности, скорости ветра и атмосферного давления
Характеристики влажности атмосферы Влажность воздуха - содержание водяного пара в воздухе. Абсолютная влажность воздуха – содержание водяного пара (г) на 1 м 3 воздуха или его давление (мм рт. ст.) Относительная влажность – степень насыщения воздуха водяным паром (%)
Характеристики влажности атмосферы Максимальное влагонасыщение – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Точка росы – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его (τ)
Характеристики влажности атмосферы Испарение – фактическое испарение с данной поверхности при данной температуре Испаряемость – максимально возможное испарение при данной температуре
Характеристики влажности атмосферы Над водной поверхностью испарение равно испаряемости, над сушей – значительно меньше. При высокой температуре абсолютная влажность увеличивается, относительная – остаётся прежней, если нет достаточного количества воды.
Характеристики влажности атмосферы В холодном воздухе при невысокой абсолютной влажности относительная может достигать 100%. При достижении точки росы выпадают осадки. В холодном климате даже при очень незначительных величинах относительной влажности.
Причины изменения влажности воздуха 1. ЗОНАЛЬНОСТЬ Абсолютна влажность убывает от экватора (20 – 30 мм) к полюсам (1 – 2 мм). Относительная влажность меняется мало (70 – 80%).
Причины изменения влажности воздуха 2. Годовой ход абсолютной влажности соответствует ходу температур: чем теплее, тем выше
МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ Облака делятся на 10 основных форм (родов) по внешнему виду. В основных родах различают: виды, разновид ости н и др. особенности; а также проме уточные формы. ж Облачность измеряется в баллах: 0 – безоблачно; 10 – небо полностью затянуто облаками.
МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ Роды облаков Русское название Латинское название I Перистые Cirrus (Ci) II Перисто-кучевые Cirrocumulus (Cc) III Перисто-слоистые Cirrostratus (Cs) IV Высококучевые Altocumulus (Ac) V Высокослоистые Altostratus (As) VI Слоисто-дождевые Nimbostratus (Ns) VII Слоисто-кучевые Stratocumulus (Sc) VIII Слоистые Stratus (St) IX Кучевые Cumulus (Cu) X Кучево-дождевые Cumulonimbus (Cb) Высота яруса H = 7 – 18 км H = 2 – 8 км H = до 2 км
Облака нижнего яруса . Слоисто дождевые облака имеют такое же происхождение, как и высокослоистые. Однако слой их несколько километров. Эти облака находятся в нижнем, среднем и часто верхнем ярусах. В верхней части они состоят из мельчайших капель и снежинок, в нижней могут содержать крупные капли и снежинки. Поэтому слой этих облаков имеет темно серый цвет. Солнце и луна сквозь него не просвечивают. Из слоисто дождевых облаков, как правило, выпадает обложной дождь или снег, достигающий земной поверхности.
Облака среднего яруса Высококучевые облака – облачные пласты или гряды белого или серого цвета (или одновременно и того и другого). Это достаточно тонкие об лака, более или менее затеняющие солнце. Пласты или гряды со стоят из плоских валов, дисков, пластин, часто расположенных рядами. В них возникают оптические явления - венцы, иризация - радужная окраска краев облаков, направленных к солнцу. Ириза ия указывает на то, ц что высококучевые облака состоят из очень мелких однородных капель, как правило, переохлажденных.
Облака среднего яруса Оптические явления в облаках Высококучевые облака Венцы в облаках Иризация облаков Гало
Облака верхнего яруса Это самые высокие облака тро осферы, п образуются при наиболее низких температурах и состоят из ледяных кристаллов, имеют белый цвет, полупрозрачные и мало затеняют солнечный свет.
Фазовый состав облаков Водяные (капельные) облака, состоящие только из капель. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при отрицательных (- 100 С и ниже). В этом случае капли на ходятся в переохлажденном состоянии, что в атмосферных усло иях вполне обычно. в Смешанные облака, состоящие из смеси переохлажденных ка ель п и ледяных кристаллов. Они могут существовать, как правило, при температурах от - 10 до - 40°С. Ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледя ых н кристаллов. Они преобладают, как правило, при температурах ниже 30°С
Предыдущая статья: Чему равна скорость света Следующая статья: Углерод — характеристика элемента и химические свойства