ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМЛИ Тепловой баланс Земли атмосферы

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМЛИ

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.

Спектр электромагнитных волн

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.

Применение электромагнитных волн

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%

Альбедо земной поверхности

Амплитуда температур воздуха Годовая амплитуда t

Последствия инверсии • При прекращении нормального процесса конвекции происходит загрязнение нижнего слоя атмосферы Зимний дым в городе Шанхай, чётко видна граница вертикального распространения воздуха

Тепловая конвекция

Температурная инверсия Опускание холодного воздуха создаёт устойчивое состояние атмосферы. Дым из трубы не может преодолеть опускающуюся воздушную массу

Приход солнечного тепла

Тепловые пояса по сезонам • Январь • • Июль

Тепловые пояса Земли

Атмосферное давление

Измерение атмосферного давления

Барометры

Площадные изменения атмосферного давления, г. Па

Ход давления атмосферного воздуха. 760 мм тр. ст. = 1033 г. Па Суточный ход атмосферного давления

Циклоны и антициклоны

Изображение линий тока воздуха • а – циклон • б - антициклон

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

Причины изменения влажности воздуха 3. Суточный ход относительной влажности: чем теплее, тем ниже

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

Ярусы облачности

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 нижнего и среднего ярусов • Кучевые облака • Слоистые облака

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.

Облака верхнего яруса • Перистые облака • Серебристые облака Перламутровые облака

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

Суточный ход облачности

Плювиографы

Годовое распределение атмосферных осадков http: //www. agrospeaker. ru

Территориальное распределение атмосферных осадков по планете • Экваториальный пояс 2000 – 3000 мм/год • Тропический пояс 100 – 200 мм/год • Умеренный пояс 300 – 1000 мм/год • Приполярные районы 100 – 300 мм/год

Черапунджи 12000 – 14000 мм/г Навесные каркасы для передвижения

Пустыни

Тундра

Спасибо за внимание