Спектральный состав солнечной радиации

Солнечная радиация состоит из электромагнитных волн различной длины. В системе СИ длина волн измеряется в микрометрах (мкм) = 0,001 мм и нанометрах (нм) = 0,000001 мм. Спектр - это распределение солнечной энергии по длинам волн. Он делится на три части: ультрафиолетовую (менее 0,4 мкм), видимую (0,4 - 0,76 мкм) и инфракрасную (более 0,76 мкм). У верхней границы атмосферы видимая часть спектра составляет 46% всей радиации, инфракрасная - 47%, ультрафиолетовая - 7%. Видимая часть спектра создает освещенность. При прохождении света через призму, он разлагается на окрашенные лучи в порядке убывания длины волны: красного, оранжевого, желтого, зеленого, голубого, синего, фиолетового цвета. Инфракрасные лучи зрением не воспринимаются, производят тепловой эффект.

При прохождении через атмосферу солнечная радиация ослабляется путем поглощения и рассеивания в атмосфере, изменяется ее спектральный состав. До поверхности Земли не доходит ультрафиолетовая радиация с длиной волны менее 0,29 мкм, которая поглощается озоном. Инфракрасную радиацию сильно поглощает углекислый газ, но его содержание в атмосфере незначительно, а основным поглотителем радиации является водяной пар. Также интенсивно поглощают радиацию аэрозоли. Всего в атмосфере поглощается до 20% солнечной радиации.

Рассеивания существенно ослабляет видимые синие и фиолетовые лучи (в 16 раз сильнее, чем красные). В зависимости от высоты Солнца над горизонтом, солнечные лучи проходят через атмосферу разное расстояние. Чем меньше высота, тем больше путь лучей, тем больше поглощение и рассеивание радиации, тем больше изменяется ее спектраль-ный состав: понижается энергия наиболее коротковолновых лучей - синих и фиолетовых, преобладающими становятся желтые, красные. Поэтому, когда солнечный диск находится у горизонта, путь лучей велик и наблюдаются красные восходы и закаты Солнца.

 

17. Температура воздуха — одно из свойств воздуха в природе, выражающегося количественно.

Температура воздуха в каждой точке непрерывно меняется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхности температура воздуха варьируется в довольно широких пределах: крайние её значения, наблюдавшиеся до сих пор, +58,4 ˚С (13 сентября 1922 года в Саудовской Аравии) и около −91,2 ˚С (03.08.2004 на Антарктической станции Купол-Фудзи)^[1][2]. С высотой температура воздуха меняется в разных слоях и случаях по-разному. В среднем она сначала понижается до высоты 10—15 км,до около -65 градусов в полярных широтах и -45 градусов в тропических,затем растёт до 50—60 км,до 0 -2 C,потом снова падает и т. д.

Относительная шкала

Температура воздуха, а также почвы и воды в большинстве стран выражается в градусах международной температурной шкалы, или шкалы Цельсия (˚С), общепринятой в физических измерениях. Ноль этой шкалы приходится на температуру, при которой тает лёд, а +100 ˚С — на температуру кипения воды. Однако в США и ряде других стран до сих пор не только в быту, но и в метеорологии используется шкала Фаренгейта (F). В этой шкале интервал между точками таяния льда и кипения воды разделён на 180˚, причём точке таяния льда приписано значение +32 ˚F. Таким образом, величина одного градуса Фаренгейта равна 5/9 ˚С, а нуль шкалы Фаренгейта приходится на −17,8 ˚С. Нуль шкалы Цельсия соответствует +32 ˚F, а +100 ˚С = +212 ˚F.

Абсолютная шкала

Кроме того, в теоретической метеорологии применяется абсолютная шкала температур (шкала Кельвина), K. Нуль этой шкалы отвечает полному прекращению теплового движения молекул, то есть самой низкой возможной температуре. По шкале Цельсия это −273,15 ˚С, но на практике это значение округляют до −273 ˚С. Величина единицы абсолютной шкалы равна величине градуса шкалы Цельсия. Поэтому нуль шкалы Цельсия соответствует 273-му делению абсолютной шкалы (273 К). По абсолютной шкале все температуры положительные, то есть выше абсолютного нуля.По этой же шкале температура кипения воды при обычном атмосферном давлении 373 K.

Виды

• Активная температура — температура воздуха, больше чем биологический минимум на протяжении всего периода вегетации.
• Максимальная температура — самая высокая температура воздуха, почвы или воды на протяжении определённого промежутка времени.
• Минимальная температура — самая низкая температура воздуха, почвы или воды на протяжении определённого промежутка времени.

Теплово́й режи́м почв — совокупность и последовательность всех явлений поступления, перемещения, аккумуляции и расхода тепла в почве на протяжении определенного отрезка времени (так различают суточный и тепловой режимы). Основным показателем теплового режима является температура почвы (на разных глубинах почвенного профиля). Она зависит от климата, рельефа, растительного и снежного покрова, тепловых свойств почвы.

Тепловой режим обусловлен преимущественно радиационным балансом, который зависит от соотношения энергии солнечной радиации, поглощенной почвой, и теплового излучения. Некоторое значение в теплообмене имеют экзо- и эндотермические реакции, протекающие в почве при процессах химического, физико-химического и биохимического характера, а также внутренняя тепловая энергия Земли. Однако два последних фактора оказывают незначительное влияние на термический режим почвы. Количество тепла, приходящее изнутри земного шара к поверхности почвы, составляет всего 55 кал (230 Дж)/см² в год.

Радиационный баланс изменяется в зависимости от широты местности и времени года. В тундре он равен 10-20 ккал (42-84 кДж)/см², в южной тайге — 30-40 (126—167), в черноземной зоне — 30-50 (126—209), а в тропиках превышает 75 ккал (314 кДж)/см² в год.

И величина радиационного баланса, и дальнейшее преобразование фактически поступившего в почву тепла теснейшим образом связаны с тепловыми свойствами почвы: теплоемкостью и теплопроводностью. Однако наиболее крупные изменения в тепловом режиме почв определяются различиями общеклиматических условий. чаще всего о тепловом режиме судят по её температурному режиму. Температурный режим графически изображается в виде термоизоплет — кривых, соединяющих точки одинаковых температур.

Температурный режим почв следует за температурным режимом приземного слоя, но отстает от него. Средние годовые температуры почвы возрастают с севера на юг и с востока на запад. В пределах России и сопредельных государств среднегодовая температура почвы изменяется в пределах от −12 до +20°С. Выделяются 2 области — положительных и отрицательных среднегодовых температур почвы на глубине 20 см. Геоизотерма 0°С проходит по диагонали с северо-запада на юго-восток. Область отрицательных среднегодовых температур на глубине 20 см в основном совпадает с областью распространения многолетнемерзлых пород.

Типы температурного режима почв — по классификации В. Н. Димо выделяются следующие Т. т. р. п.:

1. Мерзлотный. Среднегодовая температура профиля п. имеет отрицательный знак. Преобладает процесс охлаждения, сопровождающийся промерзанием почвенной толщи до верхней границы многолетнемерзлых пород;
2. Длительно-сезонно-промерзающий. Преобладает положительная среднегодовая температура профиля п. Отрицательные температуры проникают глубже 1 м. Длительность процесса промерзания не менее 5 месяцев. Сезонно промерзающая толща не смыкается с многолетнемерзлыми породами. Не исключено отсутствие многолетнемерзлых пород;
3. Сезонно-промерзающий. Среднегодовая температура профиля п. положительная. Сезонное промерзание может быть кратковременным (несколько дней) и продолжительным (не более 5 месяцев). Подстилающие породы немерзлые;
4. Непромерзающий. Среднегодовая температура профиля п. и температура самого холодного месяца положительные. Промерзания не наблюдаются. Подстилающие породы немерзлые.

 

18. Влажность воздуха и образование

Атмосферных осадков

В атмосферном воздухе всегда находится некоторое количество водяного пара. До 86 % пара поступает в атмосферу с поверхности морей и океанов. Количество водяного пара, которое может содержаться в воздухе, зависит от температуры воздуха.

В одном кубическом метре воздуха может содержаться при температуре:

—20 °С — не более 1 г воды
0 °С — не более 5 г воды
+ 10 °С — не более 9 г воды
+ 30 °С — не более 30 г воды

Из приведенных данных видно, что чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нем содержаться. Воздух может быть насыщенным и ненасыщенным водяными парами. Так, если при температуре +30 °С в каждом кубическом метре воздуха содержится 15 г водяного пара, воздух не насыщен водяными парами; если же 30 г — насыщен.

Абсолютная влажность — это количество водяного пара, содержащегося в 1 м3 воздуха. Оно выражается в граммах. Например, если говорят: «Абсолютная влажность равна 15», то это значит, что в 1 м3 воздуха содержится 15 г водяного пара.

Относительная влажность — это отношение (в процентах) фактического содержания водяного пара в 1 м3 воздуха к возможному при данной температуре. Например, если по радио во время передачи сводки погоды сообщили, что относительная влажность воздуха равна 70 %, это значит, что воздух содержит 70 % того количества водяного пара, которое он может вместить при этой температуре.

Всегда высокая (до 90%) относительная влажность воздуха имеет место в экваториальной зоне, т. к. там в течение всего года высокая температура и большое испарение с океанов. Такая же высокая относительная влажность и в полярных районах, но уже потому, что при низких температурах даже небольшое содержание водяного пара делает воздух насыщенным или близким к насыщению. В умеренных широтах относительная влажность меняется по сезонам: зимой она выше, летом ниже.

Особенно низка относительная влажность воздуха в пустынях: 1 м³ воздуха там содержит водяного пара в два-три раза меньше возможного при данной температуре. Для измерения относительной влажности пользуются гигрометром.

Туман. При охлаждении насыщенный воздух не может удержать в себе прежнего количества водяного пара, и он сгущается в капельки тумана (конденсируется). Туманы часто можно наблюдать летом в ясную, прохладную ночь.

Облака — это тот же туман, только образуется он не у поверхности Земли, а на некоторой высоте. Поднимаясь вверх, воздух охлаждается, и находящийся в нем водяной пар конденсируется. Образовавшиеся мельчайшие капельки воды и составляют облака.

Самые низкие и тяжелые облака — слоистые. Они располагаются на высоте 2 км от поверхности Земли. На высоте от 2 до 8 км можно наблюдать более легкие кучевые облака. Самые высокие и легкие — это перистые облака. Они располагаются на высоте от 8 до 18 км над землей.

Облачность — важная характеристика погоды. Ночью облачность препятствует понижению температуры приземного слоя воздуха, днем ослабляет нагревание поверхности Земли Солнцем. Кроме того, облака являются источником атмосферных осадков.

При определенных условиях облачные капли начинают сливаться в более крупные и тяжелые. Они уже не могут удерживаться в атмосфере и падают на землю в виде дождя.

Бывает, что летом воздух быстро поднимается вверх, подхватывает дождевые тучи и несет их на высоту, где температура ниже нуля. Дождевые капли замерзают и выпадают в виде града.

В зимнее время в умеренных и высоких широтах осадки выпадают в виде снега. Облака в это время состоят не из капелек воды, а из мельчайших кристалликов-иголочек, которые, соединяясь вместе, образуют снежинки. Количество выпавших осадков измеряется осадкомером. Осадки выпадают на землю не только из облаков, но и непосредственно из воздуха. Это роса и иней.

Распределение осадков на Земном шаре неравномерно. В этом можно убедиться, взглянув на климатическую карту и сравнив годовое количество осадков, скажем, на Амазонской низменности и в пустыне Сахара. Чем это объясняется?

Осадки приносятся влажными воздушными массами, формирующимися над океанами. Это хорошо видно на примере территорий с муссонным климатом, когда летний муссон приносит много влаги с океана, идут продолжительные дожди. Примером может служить все Тихоокеанское побережье Евразии. Постоянные ветры Земли также играют не последнюю роль в распределении осадков. Так, пассаты, дующие с континента, приносят сухой воздух на север Африки, где расположена самая обширная пустыня мира — Сахара. А западные ветры приносят в Европу дожди с Атлантического океана.

Как вы уже знаете, океанические течения влияют на осадки в прибрежных частях материков: теплые течения способствуют их появлению (Мозамбикское течение у восточных берегов Африки, Гольфстрим у берегов Европы), холодные, наоборот, препятствуют выпадению осадков (Перуанское течение у западных берегов Южной Америки).

Рельеф также влияет на распределение осадков. Например, Гималайские горы почти совершенно не пропускают на север влажные ветры, дующие с Индийского океана. Поэтому на южных склонах этих гор иногда за год выпадает до 20000 мм осадков. Влажные воздушные массы, поднимаясь по склонам гор (восходящие токи воздуха), охлаждаются, насыщаются и образуют осадки. Территория же севернее Гималайских гор напоминает пустыню: там выпадает всего 200 мм осадков в год (см. карту атласа).

Существует зависимость между поясами атмосферного давления и количеством осадков. У экватора в поясе низкого давления постоянно нагретый воздух, поднимаясь вверх, охлаждается и насыщается. Поэтому в области экватора образуется много облаков и идут обильные дожди. Много осадков выпадает и в других областях Земного шара, где господствует низкое давление. При этом большое значение имеет температура воздуха: чем она ниже, тем меньше осадков.

В поясах высокого давления преобладают нисходящие воздушные токи. Воздух, опускаясь, нагревается и утрачивает свойства состояния насыщения. Поэтому между 25 и 30° с. ш. и ю. ш. осадки, как правило, выпадают редко и в малом количестве. В областях высокого давления у полюсов также мало осадков.

Таким образом, по происхождению различают осадки (рис. 24):

— конвективные — характерны для жаркого пояса, где интенсивен нагрев и испарение, но нередко бывают и в умеренном поясе;
— фронтальные — образуются при встрече двух воздушных масс с разными температурами и выпадают из более теплого воздуха. Характерны для умеренных и холодных поясов;
— орографические — выпадают на наветренных склонах гор. Они очень обильны, если воздух идет со стороны теплого моря и обладает высокой абсолютной и относительной влажностью.

Распределение осадков на Земном шаре не равномерно. Абсолютный максимум зарегистрирован на о. Гавайи (Тихий океан) — 11 684 мм/год и в Чарапунджи (Индия) — 11 600 мм/год. Абсолютный минимум зарегистрирован в пустыне Атакама и в Ливийской пустыне — менее 50 мм/год; иногда осадки годами вообще не выпадают.

Увлажнение территории характеризуется коэффициентом увлажнения — отношением годового количества осадков к испаряемости за этот же период. Испаряемость — это количество влаги, которое может испариться при данных природных тепловых условиях. Коэффициент увлажнения обозначают буквой К, годовое количество осадков — буквой О, а испаряемость — И; тогда К = О: И. Чем меньше коэффициент увлажнения, тем суше климат. Если годовое количество осадков примерно равно испаряемости, то коэффициент увлажнения близок к единице. В этом случае увлажнение считается достаточным. Если показатель увлажнения больше единицы, то увлажнение избыточное, меньше единицы — увлажнение недостаточное, а если оно меньше 0,3 — скудное. К зонам с достаточным увлажнением относятся лесостепи и степи, к зонам с недостаточным увлажнением — пустыни.

Воздушные массы — это подвижные части тропосферы, отличающиеся друг от друга свойствами — в первую очередь температурой и влажностью. Воздушные массы бывают морскими и континентальными. Морские воздушные массы формируются над Мировым океаном. Они более влажные по сравнению с континентальными, образующимися над сушей. В различных климатических поясах Земли формируются свои воздушные массы: экваториальные, умеренные, тропические, арктические и антарктические и т.д. Перемещаясь, воздушные массы долго сохраняют свои свойства и поэтому определяют погоду тех мест, куда они приходят. Например, если территория Москвы и Подмосковья зимой долгое время находится под влиянием арктических воздушных масс, то устанавливается морозная, сухая и ясная погода, так как арктические воздушные массы холодные и сухие. Многолетний режим погоды для определенной территории называется климатом.

 

19. В учебниках географии можно встретить такое определение земной атмосферы: «Атмосфера - воздушная оболочка Земли, вращающаяся вместе с земным шаром как одно целое». Такое определение вызывает сомнения. Как понимать «вращается с земным шаром как одно целое»? По-видимому, так можно было бы сказать, если бы атмосфера в целом была неподвижна по отношению ко вращающемуся земному шару. Однако это далеко не так. В атмосфере все время происходят перемещения воздушных масс; в результате атмосфера оказывается весьма беспокойным объектом, о котором вряд ли можно говорить, что он вращается вместе с земным шаром «как одно целое».

Первопричиной всех беспокойств в атмосфере является неравномерность нагревания поверхности земного шара, а как следствие этого, и нижних слоев атмосферы. Имеется в виду неравномерность как в пространстве (для разных участков поверхности), так и во времени (в разное время суток, в разное время года).

Нагревание воздушных масс вблизи поверхности приводит в действие механизм конвекции: нагретый воздух начинает подниматься вверх. В то же время холодный воздух опускается вниз. Явление конвекции тебе хорошо известно. Напомню, что с учетом этого явления батареи отопления в квартире помещают вблизи пола, а не у потолка, а вот форточку, наоборот, помещают не у пола, а повыше. Холодный зимний воздух с улицы проникая через форточку в комнату, опускается к полу, а теплый воздух от нагретой батареи поднимается к потолку. В результате происходит перемешивание воздуха внутри комнаты. Всю комнату обогревает воздух от батареи, и всю комнату освежает воздух из форточки.

С конвекцией мы встречались в книге «Микромир и Вселенная» - там рассматривалась конвекция плазмы в недрах Солнца. В данной книге упоминалась конвекция магмы в астеносфере Земли. Конвекция наблюдается в средах жидких и газообразных. Астеносферу Земли можно рассматривать как весьма вязкую жидкость; поэтому процесс конвекции протекает там крайне медленно.

Сейчас нас интересует конвекция воздуха в атмосфере Земли. Почему она происходит? Почему более нагретый воздух поднимается («всплывает») над менее нагретым? Почему менее нагретый воздух погружается под более нагретый? Ответ на эти вопросы тебе уже известен. Ты уже знаешь, что теплый воздух легче холодного (его плотность меньше плотности холодного воздуха) и что закон Архимеда действует не только в жидкостях, но и в газах. Об этом мы говорили с тобой, когда рассматривали предыдущую тему. Значит, тебе уже не надо объяснять, что конвекция есть проявление закона Архимеда.

Восходящие и нисходящие движения воздуха, связанные с конвекцией, - не единственный вид движений воздушных масс в атмосфере. Возникают также воздушные потоки, распространяющиеся в горизонтальном (или близком к горизонтальному) направлении. Эти воздушные потоки имеют хорошо знакомое всем название - ветер.

Справка. Ветер -движение воздуха относительно земной поверхности, вызванное неравномерным распределением атмосферного давления и направленное от высокого давления к низкому.

В справке не отмечается, что ветер - это горизонтальное движение воздуха. Строго говоря, главное в понятии ветра - это движение воздуха от места с более высоким давлением к месту с более низким давлением. В принципе эти два места не обязательно должны располагаться вблизи поверхности или на одинаковой высоте. Однако вблизи поверхности ветры обычно дуют в горизонтальном направлении. Некоторое отклонение от горизонтального направления может быть связано с рельефом местности. Не удивительно, что во многих учебниках географии даже специально отмечается: ветром называется движение воздуха в горизонтальном направлении.

Кстати, обрати внимание: одна из важнейших характеристик ветра - его направление -указывается в предположении, что ветер дует в горизонтальном направлении. Например, говорят, что данный ветер юго-восточный. Это значит, что речь идет о горизонтальном воздушном потоке, движущемся с юго-востока. Этот ветер дует в направлении с юго-востока на северо-запад. Заметь: ветер дует не на юго-восток, а с юго-востока! В названии ветра указывают не куда он дует, а откуда. Северный ветер дует с севера (ясно, что он направлен на юг). Западный ветер дует с запада (он направлен на восток).

Вторая важная характеристика ветра - скорость его движения. Она определяет так называемую силу ветра (обрати внимание: мы говорим «сила ветра», а имеем в виду скорость ветра). Ветрам разной силы присваивают специальные названия (например, легкий, свежий, крепкий, шторм, ураган). Измеряют силу ветра в баллах по условной 12-балльной шкале Бофорта. Ее предложил в 1806 году английский гидрограф и картограф контр-адмирал Френсис Бофорт (1774-1857). С этой шкалой ты можешь познакомиться. Здесь же приведены соответствующие значения скорости ветра.

Причиной неравномерного распределения атмосферного давления вблизи земной поверхности (иначе говоря, причиной возникновения горизонтально направленного ветра) может быть конвекция. В качестве примера рассмотрим, как возникает бриз -ветер, дующий на побережьях морей и крупных озер с суточной периодичностью. Днем бриз дует с моря на берег, а ночью - наоборот, с берега к морю. Днем суша прогревается сильнее, чем поверхность воды; поэтому над сушей плотность воздуха понижается, и воздух начинает подниматься вверх. В результате атмосферное давление над сушей несколько снижается - и тогда прохладный ветер с моря начинает дуть в направлении к берегу. Можно сказать, что нагревшийся воздух над сушей поднялся вверх (произошла конвекция воздуха) и на его место пришел холодный воздух с моря (появился бриз). Ночью ситуация обратная. Нагревшийся за день приповерхностный слой воды остывает медленнее, чем суша. И теперь холодный воздух с берега начинает дуть в направлении моря.