Лекция 10 Атмосфера воздушная оболочка Земли 1

Зарегистрируйтесь, чтобы просмотреть полный документ!

Лекция 10. Атмосфера – воздушная оболочка Земли 1. Происхождение, мощность, строение атмосферы. 2. Тепловые процессы в атмосфере. Солнечная радиация, ее широтно-поясное распределение и преобразование земной поверхностью. 3. Тепловой баланс, его составляющие. 4. Тепловые процессы в атмосфере. 1

Три этапа развития Атмосферы Земли 1. Первичная атмосфера планеты состояла из водорода и гелия – газов первичного протопланетного облака. Такая атмосфера наблюдается у планет-гигантов. Очевидно, из-за большого притяжения планет и удаленности от Солнца они сохранили первичные атмосферы. Планеты земной группы первичные атмосферы потеряли. 2. На втором этапе благодаря разогреву недр, вулканической активности и дегазации мантии началось выделение углекислого газа, аммиака, метана, паров воды – сформировалась вторичная атмосфера. Сейчас подобные атмосферы наблюдаются у Марса и Венеры, они на 95 % состоят из углекислого газа. Вероятно, подобная атмосфера была у Земли. И в настоящее время водяной пар и углекислый газ составляют основную часть вулканических газов современных извержений, количество воды достигает 20% от объема изливающихся базальтов. Понадобилось длительное время, прежде чем произошло связывание большого количества углекислого газа и накопление свободного азота и кислорода в атмосфере. 3. Третий этап – формирование азотно-кислородной атмосферы Земли. Предполагается, что решающее влияние на эволюцию земной атмосферы оказали процессы фотосинтеза под воздействием солнечной радиации. Фотосинтез обусловил уменьшение содержания углекислого газа и появление свободного кислорода в атмосфере. В свою очередь, свободный кислород обеспечил окисление аммиака вулканических газов и накопление азота – химически неактивного газа. Биологическая эволюция атмосферы Земли началась около 3 млрд лет назад, когда появились автотрофы. Кислород мог высвобождаться за счет расщепления молекулы воды в реакции фотосинтеза и постепенно стимулировать переход от примитивных автотрофов к более развитым формам фотосинтеза. 2

Строение атмосферы По температурному режиму и другим свойствам атмосферу подразделяют на несколько слоев: 1. тропосфера, 2. стратосфера, 3. мезосфера, 4. термосфера 5. экзосфера. Два нижних слоя активно участвуют в круговоротах, взаимодействуя с другими геосферами географической оболочки, именно здесь формируются воздушные массы. 3

Тропосфера простирается до высоты • 18 км на экваторе, • 10 – 12 км в умеренных широтах, • 8 – 9 км в полярных широтах. Она отделяется от стратосферы узким переходным слоем мощностью 1 – 2 км – тропопаузой. Температура в тропосфере уменьшается в среднем на 0, 6 °С на каждые 100 м. Если на поверхности Земли температура равна +15°С, на верхней границе тропосферы она равна от – 55 °С до – 50 °С. В тропосфере происходят интенсивные горизонтальные (адвекция) и вертикальные (конвекция) перемещения воздуха. Нижний слой тропосферы, примыкающий непосредственно к земной поверхности, называют приземным слоем. Физические процессы в этом слое весьма своеобразны: резко выражены суточные и сезонные колебания всех метеоэлементов: температуры, влажности, осадков, ветров. В пятикилометровом слое тропосферы заключено 90% всего водяного пара, 50% всего воздуха. Влияние земной поверхности простирается приблизительно до высоты 20 км, а далее нагревание воздуха происходит непосредственно Солнцем. Таким образом, граница географической оболочки, лежащая на высоте 20 – 25 км, определяется в том числе и тепловым воздействием земной поверхности. На этой высоте исчезают широтные различия в температуре воздуха и географическая зональность размывается. 4

Стратосфера простирается до высот 50– 55 км, отделяется от мезосферы стратопаузой. В нижней части стратосферы температура воздуха постоянна, здесь располагается изотермический слой. Начиная с высоты 22 км температура воздуха начинает повышаться, на верхней границе стратосферы она достигает 0°С. Повышение температуры объясняется наличием здесь озона, поглощающего солнечную радиацию. В стратосфере происходят интенсивные горизонтальные перемещения воздуха, скорость воздушных потоков достигает 300 – 400 км/ч. Воды в стратосфере мало, только на высоте 22– 25 км образуются перламутровые облака, состоящие из переохлажденных ледяных капель. В стратосфере содержится менее 20% воздуха атмосферы. Мезосфера располагается на высотах от 55 до 80 км, в этом слое температура воздуха с высотой уменьшается и вблизи верхней границы падает до -80 °С. В верхней мезосфере на высоте 80 км в сумерки видны серебристые облака. Природа их еще не изучена, предполагают, что они состоят из смерзшихся газов. В термосфере температура воздуха быстро растет с высотой и достигает 1000 °С на высоте 800 км. Рост температуры объясняется поглощением солнечной радиации, вызывающей увеличение скорости движения молекул. Выше на высотах от 800 до 1200 км располагается сфера рассеяния – экзосфера. Как показывают расчеты, вследствие поглощения корпускулярного излучения Солнца температура экзосферы может увеличиться до 15000 °С. При такой температуре молекулы легких газов развивают скорость до 11200 м/с и покидают сферу притяжения Земли. 5

Солнечная радиация СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИЕЙ называется вся совокупность солнечной материи и энергии, поступающая на Землю. Она состоит из двух основных частей: а) тепловой радиации, которую испускают все тела, нагретые выше абсолютного нуля, б) корпускулярной радиации, представляющей собой поток электрически заряженных элементарных частиц. Последняя, как уже говорилось, ионизирует высокие слои атмосферы, создает пояса радиации, вызывает магнитные бури и полярные сияния; в стратосферу и тропосферу не проникает. Тепловой режим географической оболочки определяется температурной радиацией, о которой и пойдет в дальнейшем речь. Температурная радиация представляет собой совокупность электромагнитных волн. Солнечный спектр состоит из: а) невидимых ультрафиолетовых лучей с длинами волны меньше 0, 40 мк, б) видимой световой части с диапазоном волн от 0, 40 до 0, 75 мк в) невидимых инфракрасных лучей, длина волны которых больше 0, 75 мк. На Солнце тепловая энергия переходит в лучистую; при падении солнечных лучей на земную поверхность она снова переходит в тепловую. Солнечная радиация несет, таким образом, свет и тепло. На видимую часть спектра приходится почти половина (46%) солнечной энергии, столько же на инфракрасные лучи, а на ультрафиолетовые только 7%. 6

Интенсивность солнечной радиации. Солнечная постоянная Солнечная радиация является практически единственным источником тепла для географической оболочки. Естественно поэтому, что ее количество должно быть точно определено. Поскольку один вид энергии эквивалентно переходит в другой, постольку лучистую энергию солнечной радиации можно выразить в единицах тепловой энергии, в калориях. Естественно, что интенсивность солнечной радиации должна быть определена за пределами атмосферы, поскольку при прохождении через воздушную среду она значительно преобразуется и ослабевает. Она выражается СОЛНЕЧНОЙ ПОСТОЯННОЙ. Солнечная постоянная – это количество тепла, которое получает на верхней границе атмосферы или на земной поверхности «в отсутствие атмосферы» 1 см 2 черной поверхности, расположенной перпендикулярно потоку лучей, в течение одной минуты. Она равна 2, 00 кал/см 2/мин (8, 3 Дж/(см 2 мин)) В январскую часть года, когда Земля находится в перигелии, она на 0, 07 кал/см 2/мин увеличивается, в июльскую, в афелии, на столько же уменьшается. В среднем каждый квадратный километр поверхности атмосферы получает в год 2, 61015 кал. Такое количество тепла может быть получено при сожжении 400 000 т каменного угля. А вся Земля за год получает 1, 37 -1024 кал. 8

Распределение солнечной радиации «на верхней границе атмосферы» Знание распределения радиации до ее вступления в атмосферу, или так называемый солярный климат, который действительно существует в верхней атмосфере, важно в том смысле, чтобы определить роль и долю участия самой воздушной оболочки Земли в распределении тепла по земной поверхности и в формировании ее теплового режима. Большое удаление Земли от Солнца и малые ее размеры в сравнении с площадью солнечного излучения позволяют принять солнечные лучи за параллельные. Интенсивность солнечной радиации, т. е. количество тепла и света, приносимого на единицу площади, определяется двумя величинами: а) продолжительностью освещения, т. е. долготой дня, б) углом, точнее sin угла, падения лучей, зависящего от высоты Солнца над горизонтом. Распределение радиации за пределами атмосферы и в верхних ее слоях зависит только от астрономических факторов и высчитывается математически. Оказывается, что годовая сумма радиации за пределами атмосферы равна: • в экваториальных широтах 320 ккал/см 2/год, • на полюсах – 133 ккал/см 2/год, т. е. немного меньше половины (42%) того тепла, которое поступает на экватор. В летнее полугодие эта разница еще меньше: экватор получает 160 ккал/см 2, полюсы – 133 ккал/см 2. Суточная сумма тепла в один день летнего солнцестояния на полюсе оказывается больше экваториальной: экватор – 814 кал/см 2, полюсы – 1110 кал/см 2. Таким образом, солярный климат на полюсах в годовом выводе лишь в 2, 4 раза холоднее, чем на экваторе. При этом надо иметь в виду, что зимой полюсы вообще не освещаются солнцем. Реальный климат полярных стран с его низкими температурами во многом обязан земным факторам. Из них главнейшие – ослабление радиации в атмосфере и отражение ее белой снежной поверхностью. 9

Виды солнечной радиации Прямые солнечные лучи, пронизывающие атмосферу при безоблачном небе, называют прямой солнечной радиацией. Она несет наибольшее количество света и тепла. Максимальная ее интенсивность при положении Солнца в зените и при чистом воздухе равна 1, 5 кал/см 2/мин на уровне моря и несколько увеличивается в горах. Другая часть солнечной радиации в атмосфере рассеивается, переходит в лучи, идущие во всех направлениях. Это рассеянная радиация. На наземные предметы она поступает уже не от солнечного диска, а от всего небосвода и обусловливает повсеместную дневную освещенность. Она же определяет, как уже говорилось, цвет неба, зари, окраску дисков Луны и Солнца и мерцание звезд. На земную поверхность, таким образом, поступает непрямая, и рассеянная радиация; в совокупности они образуют суммарную радиацию. Это и есть та реальная радиация, которая наблюдается в тропосфере. 10

Рассеянная радиация, как и прямая, является источником тепла для земной поверхности. Абсолютная величина рассеянной радиации тем больше, чем больше интенсивность прямой. От рассеянной радиации в солнечные дни светло и в тех местах, куда не проникают прямые лучи, например под пологом леса. Относительное значение ее возрастает с уменьшением роли прямой; • в средних широтах летом она составляет 41%, • а зимой – 73% от общего прихода радиации. На ее долю в среднем приходится в тропических странах 30%, а в полярных 70% от общего потока лучей Солнца. В целом же на рассеянную радиацию приходится около 1/4 всего потока солнечных лучей. Некоторая часть, около 15% солнечных лучей, атмосферой поглощается. В тропосфере главным поглотителем радиации является водяной пар и, конечно, капельки и кристаллы воды облаков. Таким образом, атмосфера получает некоторое количество тепла непосредственно от солнечных лучей. В основном же она нагревается от земной поверхности. 11

Ослабление радиации в атмосфере Атмосфера, поглощая и рассеивая радиацию, значительно ее ослабляет. Величина ослабления радиации зависит от коэффициента прозрачности, который показывает, какая доля радиации доходит до земной поверхности. Если бы атмосфера состояла только из газов, то коэффициент прозрачности ее был бы 0, 9, т. е. она пропускала бы 90% идущей к Земле радиации. Однако атмосфера всегда содержит, как уже указывалось, примеси – фактор мутности атмосферы, который в среднем снижает ее прозрачность до 0, 7– 0, 6%. В зависимости от погоды мутность атмосферы сильно меняется. Примеси сосредоточены в нижних слоях атмосферы, поэтому особенно сильно поглощается радиация при положении Солнца близ горизонта. Так как плотность воздуха на разных высотах различна, то массу воздуха нельзя выражать в километрах толщины атмосферы. В качестве единицы измерения принята оптическая масса, равная массе слоя воздуха при вертикальном падении лучей. 12

Ослабление радиации в атмосфере легко наблюдать в течение суток (рис. 1). При восходе и заходе Солнца его лучи пронизывают несколько оптических масс. При этом так ослабевает их интенсивность, что на Солнце можно смотреть незащищенным глазом. С поднятием Солнца уменьшается число оптических масс, которые проходят солнечные лучи, и интенсивность их возрастает. Рис. 1. Ослабление солнечной радиации в атмосфере в течение суток на широте 0°: S 1, S 2, S 3, S 4 – положения Солнца над горизонтом, т – 13 оптические массы, Н – точка наблюдения

Степень ослабления солнечной радиации в атмосфере определяется по формуле Кастрова: где R 0 – солнечная постоянная, R 1 – радиация у земной поверхности, с – коэффициент прозрачности атмосферы, т – число оптических масс, которые проходят солнечные лучи. Интенсивность напряжения солнечной радиации при перпендикулярном падении солнечных лучей зависит от прозрачности и длины пути луча в атмосфере – закон Бугера–Ламберта. При высоте Солнца, равной 90°, солнечный луч проходит одну оптическую массу атмосферы. Интенсивность напряжения зависит только от прозрачности атмосферы: I 1 = I 0 P где I 0 – солнечная постоянная; Р – прозрачность атмосферы (дробное число, показывающее, какая часть солнечной радиации достигает поверхности земли); I 1 – интенсивность напряжения. При высоте Солнца меньше 90° солнечный луч проходит несколько оптических масс и ослабление увеличивается: I 1 = I 0 Р т , где т – число оптических масс. При высоте Солнца 90° т = 1, при 30° т = 2, при 5° т = 10, 4. 14

Солнечная радиация у земной поверхности Рис. 2. Зависимость интенсивности Солнечной радиации от угла падения лучей; площади аб, а 1 б 1 и а 2 б 2 равны Количество лучистой энергии, приходящееся на единицу площади земной поверхности, зависит прежде всего от угла падения лучей (рис. 2). На одинаковые площади на экваторе, в средних и высоких широтах приходится различное количество радиации. Точнее эта зависимость выражается так: интенсивность солнечной радиации пропорциональна sin угла падения лучей или cos широты места: I 1 = I 0 sin α = I 0 cos φ. Определение зависимости радиации не от угла, а от sin угла имеет важное географическое значение. Как известно, sin 90° =1; sin 60° = 0, 86; sin 30° = 0, 5; sin 0° = 0. Если угол от 90 до 0° уменьшается равномерно, то sin угла сначала изменяется очень медленно (от 90 до 60° только на 0, 14), а затем быстро (от 30 до 0° на 0, 5). Отсюда становится понятным, почему в низких широтах даже на больших расстояниях невелики колебания температуры. При удалении от экватора, например на 30°, среднегодовая температура падает незначительно, тогда как при таком же расстоянии между пунктами в умеренных и полярных широтах, например между Ленинградом (60° с. ш. ) и Полюсом, тепловая разница огромна. 15

Рис. 3. Длина пути солнечных лучей в атмосфере, выраженная числом оптических масс т, на экваторе Sэ и на полюсе Sn Если заатмосферная солнечная радиация, как об этом уже говорилось, в полярных странах достаточно большая, то действительная приземная значительно уменьшается за счет ослабляющего действия атмосферы. В тропических широтах луч пронизывает одну оптическую массу, в полярных – несколько, до 35 (рис. 3). Особенно сильно солнечная инсоляция (освещение) ослабляется облачностью. Большая облачность свойственна экваториальным и умеренным широтам, ясное небо преобладает в тропических и летом в субтропических странах. 16

Сезонные колебания суммарной радиации Распределение солнечного тепла по земной поверхности показано на карте суммарной солнечной радиации. На ней видно, что наибольшее количество солнечного тепла (от 180 до 200, редко до 220 ккал/см 2) получают тропические широты. Экваториальные страны из-за большой облачности получают несколько меньше, от 100 до 140 ккал/см 2. От тропических широт в умеренные радиация поширотно уменьшается до 60 ккал/см 2 в год на островах Арктики. Общая закономерность в распределении радиации по земной поверхности заключается в зонально-региональном ее характере. Зональность заключается в том, что радиация распределяется поширотно, а региональность – в том, что зона распадается на районы (регионы), несколько отличающиеся один от другого. Для природы важна не только годовая величина радиации, но и ее распределение во времени. В экваториальных и тропических широтах приток радиации имеет два максимума, соответствующие зенитальному положению Солнца. Высота Солнца, особенно sin угла падения лучей по месяцам изменяется незначительно, поэтому здесь во все месяцы большая сумма радиации и сезонная смена тепловых условий или отсутствует (на экваторе), или нечетко выражена (на тропиках). В умеренном поясе в годовом ходе радиации наблюдается один резко выраженный максимум. Разница между летней и зимней высотами Солнца большая. Здесь ясно выступает сезонность в приходе солнечного тепла. Еще больше сезонная разница в полярных странах, где в зимние месяцы вообще нет солнечных лучей, а в летние – солнце хотя и невысоко поднимается, но освещает поверхность круглые сутки. 17

Поглощение радиации земной поверхностью Суммарная радиация, достигшая земной поверхности, частично поглощается почвой и водоемами и переходит в тепло, а частично отражается. Соотношение отражаемой и усвояемой радиации зависит от характера суши и от угла падения лучей на водную поверхность. Отражательная способность, или альбедо поверхности, исчисляется в % отраженной радиации от упавшей на данную поверхность. где А – альбедо, Rk – отраженная радиация, Q – суммарная радиация. Для суши величина альбедо определяется цветом природных объектов. Всю радиацию способно усвоить абсолютно черное тело. Зеркальная поверхность отражает 100% лучей и не способна нагреться. Из реальных поверхностей наибольшее альбедо свойственно чистому снегу – 85– 90%, наименьшее – свежевспаханной черноземной пашне – от 5 до 14%. Величина альбедо морской поверхности определяется углом падения, следовательно, глубиной проникновения в воду лучей солнца. Ниже приводится альбедо некоторых поверхностей: Величина альбедо является третьим (после sin угла падения лучей и числа оптических масс, ими проходимых) фактором, от которого зависят тепловые свойства местности. Высокое альбедо снегов в Арктике и Антарктике обусловливает низкие летние температуры, несмотря на значительную величину солнечной инсоляции в летние месяцы при круглосуточно незаходящем солнце. Альбедо имеет большое значение и в смене сезонов в умеренных широтах: в сентябре и марте солнце стоит на одной высоте, но мартовские лучи отражаются (и идут на таяние снегов), поэтому этот месяц холоднее сентября. Суммарная солнечная радиация за вычетом отраженной усваивается сушей и морем и превращается в тепловую энергию. 19

Теплоизлучение земной поверхности и атмосферы. Все участки географической оболочки – почва, вода, снег и ледники, растительность, будучи нагретыми выше абсолютного нуля, обладают собственным излучением. Это тепловая длинноволновая радиация. Она невидима. Холодные тела излучают меньше, теплые больше. Земное излучение нагревает воздух. Нагретая атмосфера сама излучает. Часть ее тепла переходит вверх и постепенно теряется в межпланетном пространстве, а часть идет к Земле, навстречу земному потоку тепла. Так образуется встречное излучение атмосферы. Поскольку атмосфера нагревается от земли, постольку встречное излучение обычно меньше собственного земной поверхности. Разница между ними называется эффективным излучением. Его величина и выражает действительный поток тепла от земли или воды к атмосфере. Рис. 4. Схема земного излучения в кал/мин 21

Если собственное излучение земной поверхности при средней ее температуре 15° С равно 0, 6 кал/см 2 /мин, то встречное излучение атмосферы не превосходит 0, 2 кал/см 2/мин. Отсюда видна роль воздуха в тепловом режиме географической оболочки: атмосфера свободно пропускает коротковолновую солнечную радиацию к земле и задерживает поток длинноволновой тепловой радиации от земли. Это и есть «тепличный» или «парниковый» эффект атмосферы. Без него, например, на Луне и Меркурии температура подвержена резким колебаниям. 22

Величина эффективного излучения зависит от ряда факторов 1. От температуры почвы или воды: чем она выше, тем тело больше теряет тепла излучением. Следовательно, в жаркий летний день земля и вода много излучают тепла в воздух, и температура его повышается. Иногда тепловой поток так велик, что вызывает колебания воздуха, видимые над сильно нагретыми поверхностями. 2. Ночью, когда почва и вода уже не нагреваются, их излучение уменьшается, и тем больше, чем продолжительнее ночь. В соответствии с этим понижается и температура ночного воздуха. Холодная зимняя поверхность излучает тепла мало. Нередко высказывается ошибочное мнение о том, что излучение больше ночью, чем днем, и зимой, – чем летом. В данном случае оценивается не величина излучения, а соотношение его с притоком тепла. 3. От влажности воздуха. Водяные пары, как уже говорилось, улавливают и удерживают тепло. Поэтому влажная атмосфера посылает к земле значительный встречный поток тепла. При этом эффективное излучение уменьшается, земля остывает незначительно. 23

4. От туманов и облаков. Водяные капли туманов и облаков являются еще большими носителями тепла. Их встречное излучение весьма значительно. Туманные и облачные ночи бывают обычно теплыми. Иногда встречное излучение облаков может даже превосходить земное излучение, и тогда наступает потепление, не зависящее от солнца. 5. От близости водоемов. Водоемы влияют на величину эффективного излучения через увеличение влажности воздуха и образование туманов и облаков. Сама водная масса, будучи теплоемкой, дольше излучает тепло. Естественно, что наибольшая потеря тепла свойственна сухим внутриматериковым странам – Центральной и Средней Азии, Восточной Сибири и Антарктиде. 6. От абсолютной высоты местности. В горах, где воздух менее плотен, увеличивается эффективное излучение. 7. От растительности. Мощная растительность, особенно лесная, уменьшает эффективное излучение. В пустынях, наоборот, оно резко увеличивается. 8. От характера грунтов и почвы. Мощные и рыхлые почвы дают большой поток тепла, скалистые поверхности, скелетные (каменистые) почвы и пески мало его содержат и излучают, скорее нагреваются днем и остывают ночью. 24

Радиационный баланс земной поверхности Процесс прихода и расхода радиационного тепла земной поверхностью выражается радиационным балансом R – результатом двух процессов –прихода и расхода солнечной радиации. В приходную часть баланса Rб входят • прямая радиация Rпр, • рассеянная радиация Rp • встречное излучение атмосферы Е; расход состоит из • отраженной радиации Rk • излучения земной поверхности и: Rб = Rпр + Rp + E – Rk – u = Q – Eэф – Rk Сумма прямой и рассеянной радиации называется суммарной радиацией. Разность между земным излучением и встречным излучением атмосферы – эффективное излучение (Еэф) имеет знак минус и является частью расхода в радиационном балансе. 25

Рис. Радиационный баланс Земли Рис. 5. Суточный ход радиационного баланса 26

Радиационный и тепловой баланс Земли 27

Карта годового радиационного баланса 1. Для всей Земли, кроме ледовых зон, в течение года баланс положительный. Отсюда не следует, что радиационное тепло накапливается и температура воздуха повышается из года в год. Избыток радиационного тепла передается в атмосферу и затем оно излучается в Космос, расходуется на испарение воды. Для Земли характерно лучистое и тепловое равновесие: приход тепла в целом уравновешивается его потерей. Происходят колебания от года к году, вековые и за геологические периоды, но направленности в них не обнаружено. 2. Наибольший приход тепла свойствен морям в тропических широтах от 100 до 140 ккал/см 2/год). В тех же широтах на суше только 60 ккал/см 2/год. Причина этой разницы между сушей и морем заключается в разной величине альбедо: пески пустынь отражают около 35 %, а вода при высоком положении солнца – только 2 %. Отсюда не следует, что температура воды и воздуха тропических морей выше, чем в пустынях. Большая часть радиационного тепла на море расходуется на испарение воды, тогда как в пустынях все оно затрачивается на нагревание поверхности суши, а от нее – воздуха. В экваториальных широтах радиационный баланс равен 80 ккал/см 2/год. Уменьшение его по сравнению с тропическими морями объясняется облачностью, а увеличение по сравнению с пустынями – уменьшением альбедо. От тропических широт к умеренным радиационный баланс уменьшается до 20– 30 ккал/см 2/год на широтах 60° с. ш. и ю. ш. Для умеренных и полярных широт важна не только годовая величина радиационного баланса, но и его сезонные колебания. В июльскую часть года во всем северном полушарии баланс положительный. Даже в северных пределах Евразии он равен 8– 10 ккал/см 2/месяц. В декабре положительный баланс в субтропиках, тропическом поясе и южных умеренных широтах. В северных умеренных широтах он отрицательный. Нулевая линия проходит по субтропикам. 28

Тепловой баланс атмосферы 30

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: Rб – LE – P ± G = 0, где Rб – радиационный баланс земной поверхности, LE – затрата тепла на испарение (L – удельная теплота испарения, Е – масса испарившейся воды), Р – турбулентный теплообмен между подстилающей поверхностью и атмосферой, G – теплообмен с подстилающей поверхностью. 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. 31

Тепловой баланс атмосферы записывается следующим образом: -B + LE + P = 0. Очевидно, что взаимодополняющие друга тепловые режимы поверхности и атмосферы Земли уравновешивают 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. 33

Тепловой режим земной поверхности Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее – атмосфера. Поверхность, получающая и отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью. В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход температур. Суточный ход температур поверхности – изменение температуры поверхности в течение суток. Суточный ход температур поверхности суши (сухой и лишенной растительности) характеризуется одним максимумом около 13 ч и одним минимумом – перед восходом Солнца. Максимум температуры связан с максимумом солнечной радиации, который приходится на полуденные часы. Ночной минимум связан с излучением почвы и наибольшим ее охлаждением перед восходом Солнца. В суточном ходе температур водной поверхности максимумы и минимумы температуры запаздывают на 2 часа. Запаздывание максимумов и минимумов объясняется медленным нагреванием и охлаждением воды по сравнению с горными породами. Правильный суточный ход температур поверхности наблюдается в теплую половину года в ясную погоду. Облачность нарушает правильный ход температуры поверхности и вызывает смещение максимумов и минимумов; при увеличении облачности в середине дня может начаться понижение температуры поверхности. Дневные максимумы температуры поверхности суши могут достигать 80°С в субтропиках и около 60°С в умеренных широтах. 34

Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры поверхности может летом достигать 40 °С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая – до 10 °С. В ясную погоду амплитуда суточных температур поверхности больше, чем в облачную погоду. Теплоемкость, цвет почвы могут повлиять на колебания температуры. Более теплоемкие почвы медленнее нагреваются и охлаждаются, поэтому суточные колебания температуры уменьшаются. Растительность уменьшает величину колебаний температуры почвы. Днем растительный покров препятствует сильному нагреву, а ночью – охлаждению почвы. Летом в полдень лишенная растительности почва имеет температуру на 8° выше, чем покрытая растительностью. Снежный покров препятствует охлаждению почвы. Годовой ход температур поверхности – изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года. Годовой ход температур поверхности обусловлен ходом солнечной радиации и зависит от широты места. В умеренных широтах максимум температур поверхности суши наблюдается в июле, минимум – в январе; на океане максимумы и минимумы запаздывают на месяц. Годовая амплитуда температур поверхности равна разнице между максимальными и минимальными среднемесячными температурами. Годовая амплитуда температур поверхности возрастает с увеличением широты места, что объясняется возрастанием колебаний величины солнечной радиации. Наибольших значений годовая амплитуда температур достигает на континентах; на океанах и морских берегах годовые амплитуды температур значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах, где она составляет 2– 3°. Самая большая годовая амплитуда – в субарктических широтах на материках – более 60°. 36

Тепловой режим атмосферы Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами, так как воздушная оболочка свободно пропускает солнечные лучи. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. В дневные часы почва отдает теплоту прилегающим слоям воздуха. В ночные часы почва ее теряет вследствие излучения. Воздух ночью, как более теплый, отдает теплоту почве и сам теряет ее за счет собственного излучения в мировое пространство. Источником нагревания нижних слоев атмосферы является турбулентный поток теплоты от подстилающей поверхности. Теплота в атмосферу передается • конвекцией, • адвекцией • конденсацией водяного пара. Слои воздуха, нагреваясь от почвы, становятся более легкими и поднимаются вверх, а более холодный, следовательно, более тяжелый воздух опускается вниз. В результате тепловой конвекции идет прогревание высоких слоев воздуха. Тепловая конвекция особенно хорошо протекает летом, скорость вертикального подъема воздуха может достигать 10 м/с. В умеренных широтах тепловая конвекция протекает только в летний сезон, в низких широтах – в течение всего года. Днем конвекция наблюдается на суше, ночью – над водной поверхностью. Второй процесс передачи теплоты – адвекция – горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты из низких в высокие широты, в зимний сезон тепло передается от океанов к материкам. Конденсация водяного пара – важный процесс, осуществляющий передачу теплоты высоким слоям атмосферы. При испарении теплота забирается от испаряющей поверхности, при конденсации в атмосфере эта теплота выделяется. 37

конвекция 38

Изменение температуры воздуха с высотой С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом, в среднем он равен 0, 6° на 100 м. В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически. Адиабатический процесс – процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена с окружающей средой. Адиабатические процессы в атмосфере в строгом смысле не являются адиабатическими, так как в природе нет полной термической изоляции поднимающегося или опускающегося воздуха. В физике такие природные процессы носят название политропических, к ним применимы те же законы. Поднимающийся воздух адиабатически охлаждается, так как при подъеме он попадает в разреженные слои и энергия затрачивается на увеличение объема. В сухом ненасыщенном водяными парами воздухе температура уменьшается на 1° на каждые 100 м при подъеме. Эту величину принято называть сухоадиабатическим градиентом. Во влажном воздухе, у которого относительная влажность почти 100%, градиент равен 0, 5° на 100 м, так как теплота, выделенная при конденсации, компенсирует потери. Эта величина называется влажноадиабатическим градиентом. Опускающийся воздух нагревается, опускаясь, он попадает в более плотные слои атмосферы, при сжатии энергия выделяется. Нагрев идет на 1° на 100 м. Адиабатические процессы наблюдаются при конвекции, подъеме воздуха по склону или по фронтальной поверхности. 39

Поднимающийся по склону горы насыщенный водяными парами воздух обычно теряет влагу в процессе образования облаков и выпадения осадков. При подъеме температура воздуха уменьшается по влажноадиабатическому градиенту, т. е. 0, 5° на 100 м. При опускании по другому склону горы воздух будет нагреваться на 1° на 100 м. В результате понижение температуры при подъеме оказывается меньше, чем нагрев при опускании. Поднявшись и опустившись на одну и ту же высоту, воздух при одинаковом давлении будет иметь разную температуру: конечная температура будет выше. Такой процесс называется псевдоадиабатическим. 41

Годовой ход температуры воздуха определяется прежде всего широтой места. Годовой ход температуры воздуха – изменение среднемесячной температуры в течение года. Годовая амплитуда температуры воздуха – разница между максимальной и минимальной среднемесячными температурами. Выделяют четыре типа годового хода температуры; в каждом типе два подтипа – морской и континентальный, характеризующиеся различной годовой амплитудой температуры. В экваториальном типе годового хода температуры наблюдается два небольших максимума и два небольших минимума. Максимумы наступают после дней равноденствия, когда Солнце в зените над экватором. В морском подтипе годовая амплитуда температуры воздуха составляет 1– 2°, в континентальном 4 – 6°. Температура весь год положительная. В тропическом типе годового хода температуры выделяется один максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум – после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии. В морском подтипе годовая амплитуда температур равна 5°, в континентальном 10 – 20°. В умеренном типе годового хода температуры также наблюдается один максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии, зимой температуры отрицательные. Над океаном годовая амплитуда температуры составляет 10– 15°, над сушей увеличивается по мере удаления от океана: на побережье – 10°, в центре материка – до 60°. В полярном типе годового хода температуры сохраняется один максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии, температура большую часть года – отрицательная. Годовая амплитуда температуры на море 42 равна 20 – 30°, на суше – 60°.

Инверсии В атмосфере при увеличении высоты температура воздуха закономерно уменьшается; однако в атмосфере существуют слои, в которых наблюдается увеличение температуры. Эти слои называются инверсионными, а процесс увеличения температуры воздуха с высотой – инверсией. В образовании инверсий участвуют различные факторы. Большое влияние оказывает подстилающая поверхность. • • Выделяют две группы инверсий: приземные свободной атмосфере. К группе приземных инверсий относят радиационные, орографические, адвективные. Радиационные инверсии возникают в результате охлаждения поверхности и приземного слоя воздуха за счет излучения. Летом радиационные инверсии образуются в тихую погоду в ночное время. Мощность подобных инверсий невелика и при наличии ветра они разрушаются. Орографические инверсии формируются при затекании холодного воздуха в котловины и его дальнейшем охлаждении. Орографические инверсии характерны для горных районов. Адвективные инверсии связаны с вторжением теплого воздуха на холодную поверхность. Нижние слои теплого воздуха остывают, отдавая тепло холодной поверхности, а более высокие слои сохраняют свою температуру. Возникает адвективная инверсия. В свободной атмосфере образуются фронтальные инверсии и инверсии сжатия в антициклонах. Фронтальные инверсии образуются на границах раздела двух воздушных масс. Теплая воздушная масса натекает на холодную и на высоте температура воздуха оказывается выше, чем внизу. Инверсии сжатия возникают в антициклоне при опускании воздуха. В этом случае воздух, опускаясь, в нижних, более плотных слоях атмосферы растекается. Образуется слой, где температуры с высотой увеличиваются, так как воздух у верхней границы слоя проходит больший путь и нагревается больше. 44

Заморозки Заморозками называют кратковременные понижения температуры воздуха ниже нуля, когда среднесуточная температура его выше нуля. В умеренных широтах заморозки случаются в переходные сезоны года, когда ночью температура воздуха опускается ниже нуля. По времени образования бывают заморозки ранне- и поздневесенние (май–июнь) и ранне- и поздне-осенние (август–октябрь). В Московской области не бывает заморозков только в июле. По условиям образования различают радиационные и адвективные заморозки. Радиационные заморозки возникают при интенсивном выхолаживании земной поверхности, а от нее и воздуха ночью. Благоприятными условиями для заморозков являются ясная безветренная погода, сухой воздух, большое эффективное излучение. Радиационные заморозки часто образуются в котловинах, где застаивается холодный воздух. Адвективные заморозки наблюдаются при вторжении холодных арктических воздушных масс с температурой ниже нуля. Адвективные заморозки охватывают большие площади. 46

Суточный и годовой ход температуры воздуха Суточным ходом температуры воздуха называется изменение температуры воздуха в течение суток. Суточный ход температуры воздуха в общем отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают, максимум наблюдается в 14 часов, минимум – после восхода Солнца. Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0, 5 км, летом – до 2 км. Суточная амплитуда температуры воздуха – разница между максимальной и минимальной температурами воздуха в течение суток. Суточная амплитуда температуры воздуха наибольшая в тропических пустынях – до 40°, в экваториальных и умеренных широтах она уменьшается. Суточная амплитуда температуры меньше зимой и в облачную погоду. Над водной поверхностью она значительно меньше, чем над сушей; над растительным покровом меньше, чем над оголенными поверхностями. 48

Скачать презентацию Лекция 10 Атмосфера воздушная оболочка Земли 1

Лекция 10 ОЗ.ppt

Количество слайдов: 48