Заглавная страница Избранные статьи Случайная статья Познавательные статьи Новые добавления Обратная связь FAQ Написать работу КАТЕГОРИИ: АрхеологияБиология Генетика География Информатика История Логика Маркетинг Математика Менеджмент Механика Педагогика Религия Социология Технологии Физика Философия Финансы Химия Экология ТОП 10 на сайте Приготовление дезинфицирующих растворов различной концентрацииТехника нижней прямой подачи мяча. Франко-прусская война (причины и последствия) Организация работы процедурного кабинета Смысловое и механическое запоминание, их место и роль в усвоении знаний Коммуникативные барьеры и пути их преодоления Обработка изделий медицинского назначения многократного применения Образцы текста публицистического стиля Четыре типа изменения баланса Задачи с ответами для Всероссийской олимпиады по праву Мы поможем в написании ваших работ! ЗНАЕТЕ ЛИ ВЫ?
Влияние общества на человека
Приготовление дезинфицирующих растворов различной концентрации Практические работы по географии для 6 класса Организация работы процедурного кабинета Изменения в неживой природе осенью Уборка процедурного кабинета Сольфеджио. Все правила по сольфеджио Балочные системы. Определение реакций опор и моментов защемления |
Тепловые процессы в атмосфереСодержание книги
Похожие статьи вашей тематики
Поиск на нашем сайте
К климатообразующим процессам относятся теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы. Теплооборот обеспечивает тепловой режим атмосферы и зависит от радиационного баланса, т.е. притоков теплоты, приходящих на земную поверхность (в форме лучистой энергии) и уходящих от нее (лучистая энергия, поглощенная Землей, преобразуется в тепловую). Солнечная радиация – поток электромагнитного излучения, поступающий от Солнца. Энергетическую освещенность солнечной радиации, падающей на верхней границе атмосферы на единицу площади перпендикулярной к солнечным лучам, при среднем расстоянии Земли от Солнца называют солнечной постоянной. Смысл слова «постоянная» в том, что эта величина относится к радиации, на которую атмосфера еще не повлияла. Таким образом, солнечная постоянная зависит только от излучательной способности Солнца и от расстояния Земли до Солнца. Величина солнечной постоянной составляет 1 367 Втм-2, при этом среднее расстояние Земли от Солнца принято равным 149,6 млн. км. Количество солнечной радиации, получаемое Землей, зависит: 1) от расстояния между Землей и Солнцем (ближе всего к Солнцу Земля в начале января, дальше всего в начале июля; разница между двумя этими расстояниями – 5 млн. км, вследствие чего Земля в первом случае получает на 3,4 % больше, а во втором на 3,5 % меньше радиации, чем при среднем расстоянии от Земли до Солнца: в начале апреля и в начале октября); 2) от угла падения солнечных лучей на земную поверхность, зависящего, в свою очередь, от географической широты, высоты солнца над горизонтом (меняющейся в течение суток и по временам года), характера рельефа земной поверхности; 3) от преобразования лучистой энергии в атмосфере (рассеяние, поглощение, отражение обратно в мировое пространство) и на поверхности земли. Среднее альбедо Земли – 43 %. Поглощается около 17 % всей радиации. Озон, кислород, азот поглощают в основном коротковолновые ультрафиолетовые лучи, водяной пар и углекислый газ – длинноволновую ифракрасную радиацию. Атмосфера рассеивает 28 % радиации; к земной поверхности поступает 21 %, в космос уходит 7 %. Та часть радиации, которая поступает к земной поверхности от всего небесного свода, называется рассеянной радиацией. Сущность рассеяния заключается в том, что частица, поглощая электромагнитные волны, сама становится источником излучения света и излучает те же волны, которые на нее падают. Молекулы воздуха очень малы, по размерам сопоставимы с длиной волн голубой части спектра. В чистом воздухе преобладает молекулярное рассеивание, следовательно, цвет неба – голубой. При запыленном воздухе цвет неба становится белесым. Цвет неба зависит от содержания примесей в атмосфере. При большом содержании водяного пара, рассеивающего красные лучи небо приобретает красноватый оттенок. С рассеянной радиацией связаны явления сумерек, белых ночей, т.к. после захода Солнца за горизонт верхние слои атмосферы еще продолжают освещаться. Верхняя граница облаков отражает около 24 % радиации. Следовательно, к земной поверхности в виде потока лучей подходит около 31 % всей солнечной радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы, она называется прямой радиацией. Сумма прямой и рассеянной радиации (52 %) называется суммарной радиацией. Соотношение между прямой и рассеянной радиацией меняется в зависимости от облачности, запыленности атмосферы и высоты Солнца. Распределение суммарной солнечной радиации по земной поверхности зонально. Наибольшая суммарная солнечная радиация (840–920 кДж/см2 в год) наблюдается в тропических широтах Северного полушария (СП), что объясняется небольшой облачностью и большой прозрачностью воздуха. На экваторе суммарная радиация снижается до 580–670 кДж/см2в год из-за большой облачности и уменьшения прозрачности из-за большой влажности. В умеренных широтах величина суммарной радиации составляет 330–500 кДж/см2 в год, в полярных широтах – 250 кДж/см2 в год, причем в Антарктиде из-за большой высоты материка и небольшой влажности воздуха она немного больше. Суммарная солнечная радиация, поступившая на земную поверхность, частично отражается обратно. Отношение отраженной радиации к суммарной, выраженное в процентах, называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность поверхности и зависит от ее цвета, влажности и других свойств. Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег – до 90 %. Альбедо песков 30–35 %, травы – 20 %, лиственного леса – 16–27 %, хвойного – 6–19 %; сухой чернозем имеет альбедо 14 %, влажный – 8 %. Альбедо Земли как планеты принимают равным 35 %. Поглощая радиацию, Земля сама становится источником излучения. Тепловое излучение Земли – земная радиация – является длинноволновым, т.к. длина волны зависит от температуры: чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волны испускаемых им лучей. Излучение земной поверхности нагревает атмосферу, и она сама начинает излучать радиацию в мировое пространство (встречное излучение атмосферы) и к земной поверхности. Встречное излучение атмосферы тоже длинноволновое. В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации – излучение поверхности (земная радиация) и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю теплоты земной поверхностью, называется эффективным излучением, оно направлено в Космос, т.к. земное излучение больше. Эффективное излучение больше днем и летом, т.к. зависит от нагрева поверхности. Эффективное излучение зависит от влажности воздуха: чем больше в воздухе водяных паров или капелек воды, тем излучение меньше. Поэтому зимой в пасмурную погоду всегда теплее, чем в ясную. В целом для Земли эффективное излучение равно 190 кДж/см2 в год (наибольшее в тропических пустынях – 380, наименьшее в полярных широтах – 85 кДж/см2 в год). Земля одновременно получает радиацию и отдает ее. Разность между получаемой и расходуемой радиацией называется радиационным балансом, или остаточной радиацией. Приход радиационного баланса поверхности составляет суммарная радиация (Q) и встречное излучение атмосферы. Расход – отраженная радиация (Rk) и земное излучение. Разность между земным излучением и встречным излучением атмосферы – эффективное излучение (Еэф) имеет знак минус и является частью расхода в радиационном балансе: Rб = Q – Eэф – Rk Радиационный баланс распределяется зонально: уменьшается от экватора к полюсам. Наибольший радиационный баланс свойственен экваториальным широтам и составляет 330–420 кДж/см2 в год, в тропических широтах он снижается до 250–290 кДж/см2 в год (объясняется возрастанием эффективного излучения), в умеренных широтах радиационный баланс уменьшается до 210–85 кДж/см2 в год, в полярных широтах его величина приближается к нулю. Общая особенность радиационного баланса в том, что над океанами на всех широтах радиационный баланс выше на 40–85 кДж/см2, т.к. альбедо воды и эффективное излучение океана меньше. Приходную часть радиационного баланса атмосферы (Rб) составляют эффективное излучение (Еэф) и поглощенная солнечная радиация (Rп), расходная часть определяется атмосферной радиацией, уходящей в космос (Еа): –Rб = Еэф – Еа + Rп
Радиационный баланс атмосферы отрицательный, а поверхности – положительный. Суммарный радиационный баланс атмосферы и земной поверхности равен нулю, т.е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия. Тепловой баланс – алгебраическая сумма потоков теплоты, приходящих на земную поверхность в виде радиационного баланса и уходящих от нее. Он складывается из теплового баланса поверхности и атмосферы. В приходной части теплового баланса земной поверхности стоит радиационный баланс, в расходной – затраты теплоты на испарение, на нагрев атмосферы от Земли, на нагрев почв. Расходуется теплота также на фотосинтез, почвообразование, но эти затраты не превышают 1 %. Следует отметить, что над океанами больше затраты теплоты на испарение, в тропических широтах – на нагрев атмосферы. В тепловом балансе атмосферы приходную часть составляет теплота, выделившаяся при конденсации водяных паров, и переданная от поверхности в атмосферу; расход складывается из отрицательного радиационного баланса. Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы равен нулю, т.е. Земля находится в состоянии теплового равновесия. 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. Дневные максимумы температуры поверхности суши могут достигать 80º С в субтропиках и около 60º С в умеренных широтах. Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры может летом достигать 40º С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая – до 10º С. Годовой ход температуры поверхности – изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года, 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; 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 значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах (2–3º), самая большая – в субарктических широтах на материках (более 60º). Тепловой режим атмосферы. Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Т.к. воздушная оболочка свободно пропускает солнечные лучи. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Теплота в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и 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. Второй процесс передачи теплоты – адвекция – горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты от низких широт к высоким. 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. С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом. В среднем он равен 0,6º на 100 метров. Вместе с тем, ход этого убывания в разных слоях тропосферы разный: 0,3–0,4º до высоты 1,5 км; 0,5–0,6º – между высотами 1,5–6 км; 0,65–0,75º – от 6 до 9 км и 0,5–0,2º – от 9 до 12 км. В приземном слое (толщиной 2 м) градиенты при пересчете на 100 м исчисляются сотнями градусов. В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически. Адиабатический процесс – процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена с окружающей средой (в одной массе, без обмена теплом с другими средами). В описанном распределении температуры по вертикали нередко наблюдаются исключения. Бывает, что верхние слои воздуха теплее нижних, прилегающих к земле. Явление это называется температурной инверсией (увеличение температуры с высотой). Чаще всего инверсия является следствием сильного охлаждения приземного слоя воздуха, вызванного сильным охлаждением земной поверхности в ясные тихие ночи, преимущественно зимой. При пересеченном рельефе холодные массы воздуха медленно стекают вдоль склонов и застаиваются в котловинах, впадинах и т.п. Инверсии могут образовываться и при движении воздушных масс из теплых областей в холодные, так как при натекании подогретого воздуха на холодную подстилающую поверхность его нижние слои заметно охлаждаются (инверсия сжатия).
|
||||
Последнее изменение этой страницы: 2016-08-01; просмотров: 488; Нарушение авторского права страницы; Мы поможем в написании вашей работы! infopedia.su Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав. Обратная связь - 3.144.30.14 (0.008 с.) |