Учение об атмосфере

Если температура воздуха с высотой изменяется, то и изменяется потенциальная температура. Только в случаи, когда температура падает с высотой на 10С/100м, потенциальная температура остается с высотой неизменной. В случаи, когда вертикальный градиент меньше 10С/100м, что как раз является обычным, потенциальная температура растет, при этом растет тем быстрее, чем меньше вертикальный градиент. И в случаи когда вертикальный градиент больше 10С/100м, потенциальная температура с высотой убывает, при этом убывает тем быстрее, чем больше вертикальный градиент.

В изотермическом слое потенциальная температура растет с высотой на 10С/100м. Еще быстрее она растет в слое инверсии, т.е. при возрастании температуры с высотой.

Ветер и турбулентное движение в атмосфере.

Ветер т.е. движение воздуха в горизонтальном направлении, возникает в результате разности в атмосферных давлениях в разных точках атмосферы. Т.к. давление меняется по вертикали и горизонтали, то воздух обычно двигается под некоторым углом к земной поверхности. Но этот угол очень мал. Поэтому ветром большей частью считают горизонтальное движение воздуха.

Ветер характеризуется скоростью и направлением. Средние скорости у земной поверхности =5м/с, но иногда могут превышать 50м/с. Вертикальное движение воздуха обычно малы порядка несколько см/с, только при конвекциях в небольших участках атмосферы скорости могут достигать несколько м/с.

Ветер всегда обладает турбулентностью. Это беспорядочно движущиеся вихри и струи разных размеров. На общий перенос воздуха в определенном направлении и с определенной скоростью налагается система хаотических беспорядочных движений отдельных элементов турбулентности по сложным переплетающимися траекториям. Турбулентность воздуха хорошо виден наблюдая за падением снежинок при ветре. Снежинки падают не вертикально вниз, она беспорядочно пляшут в воздухе, то влетая вверх, то опускаясь и образуя сложные петли. Это значит, что снежинки участвуют в движении элементов турбулентности, делая это движение видимым. Это можно наблюдать и над распространением дыма в атмосфере.

Турбулентность возникает в результате различия скоростей ветра в смежных слоях воздуха. Она велика в нижних слоях атмосферы, где скорость ветра быстро растет с высотой. В развитии турбулентности принимает участие и так называемая Архимедова сила, или гидростатическая сила. Отдельные количества воздуха поднимаются вверх, если их температура выше и плотность меньше чем у окружающего воздуха. Напротив, количество воздуха более холодные и плотные, чем окружающий воздух опускаются вниз. Такое перемешивание воздуха за счет различий плотности тем интенсивнее, чем быстрее падает температура с высотой, т.е. чес больше вертикальный градиент температуры. Поэтому можно условно говорить о динамической турбулентности, возникающей независимо от температурных условий, и о термической турбулентности (или конвекции), определяемой температурными условиями.

Турбулентность с преобладанием термических причин резко меняет свой масштаб, превращается в упорядоченную конвекцию, т.е. начинают преобладать вместо хаотических вихрей мощные восходящие движения воздуха типа струй или токов, со скоростями иногда выше 25м/с. Такие мощные восходящие токи воздуха, называются термиками. Ими широко пользуются дельтапланеристы. Наряду с ними и наблюдаются и нисходящие движения, менее интенсивные, но захватывающие большие площади. С такой упорядоченной конвекцией связано мощных облаков вертикального развития- кучевых и кучево-дождевых (ливневых). При этом необходимо, чтобы вертикальный градиент температуры был близок к 10С/100 или до уровня, с которого возникают облака.

Атмосфера имеет вертикальное строение. Она делится так из-за характера изменения температуры с высотой, уменьшения количества водяного пара, плотности воздуха. Поэтому атмосферу делят делят на пять концентрических слоев: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу, экзосферу. Сферы разделены переходными слоями- паузами: тропо-, страто-, мезо-, термопауза. Это деление утверждено в 1962 году Всемирной метеорологической организацией).

Тропосфера-нижний и самый плотный слой. В нем сосредоточено около 80% всей массы атмосферы. В тропосфере находится почти весь водяной пар атмосферы. Мощность тропосферы изменяется в зависимости от географической широты: наибольшая высота над экватором 18км (потому что здесь солнечные лучи падают под прямым углом), над умеренными широтами -10-12км (угол падения солнечных лучей уменьшаются), над полюсами 7-8км. Температура в тропосфере от земной поверхности до тропопаузы понижается в среднем на 0,6 на каждые 100м. На границе верхней тропосферы температура равна -750. В тропосфере происходит непрерывное перемешивание воздуха, т.е. горизонтальные и вертикальные перемещения воздушных масс, образуются облака, выпадают атмосферные осадки в различных видах. Вследствие этого непрерывного перемешивания воздуха состав его по всей толще тропосферы постоянный. В горизонтальном переносе преобладают движения с запада на восток. Нижний слой тропосферы, примыкающий непосредственно к земной поверхности, называют приземным слоем. Физические процессы в этом слое под влиянием земной поверхности своеобразны. Здесь резко выражены изменения температуры в течение суток и в течение года. Тропосферу часто называют нижней атмосферой, а слои, расположенные выше, объединяют под названием верхней атмосферы.

Стратосфера простирается до высоты 50-55км. Она отличается от тропосферы большей разреженностью воздуха, почти полным отсутствием водяного пара, сравнительно большим содержанием озона, достигающем максимальной концентрации на высоте 22-27км. Из-за этого стратосферу называют озоносферой. Еще особенностью стратосферы является своеобразное распределение температуры. Сначала идет понижение температуры, потом повышение(00, +40), а затем опять понижение, это происходит из-за поглощения или испускания радиации. Как отмечено выше, в стратосфере заметна концентрация озона (60% всей его массы), мощностью около 20км. Наибольшей причиной образования озона служит ультрафиолетовая радиация Солнца. Под ее воздействием молекулы О2 распадаются на атомы, причем эти атомы затем присоединяются к другим молекулам по схеме: молекула О2+атомО= молекула О3. Для жизни ландшафтной оболочки очень важно присутствие в слое стратосферы слоя озона; его огромная поглотительная способность по отношению к ультрафиолетовой радиации делает возможным существование на Земле множества микроорганизмов, для которых ультрафиолетовые лучи губительны. Можно еще добавить, что «озоновый экран» стратосферы оказывает влияние на все многообразие процессов, протекающих на Земле при участии микробов и которые без участия последних вовсе не могли бы иметь место.

Мезосфера простирается до высоты 80км., характеризуется значительным падением температуры с высотой: от 0гр. на нижней границе до -75гр и ниже на высоте 75-80км.

Термосфера - здесь температура снова повышается и на высоте 100км переходит через 0 гр.. На высоте 150км она уже достигает 220гр, на высоте 200км - около +500гр. и так далее. Скорости движения частиц газов в термосфере огромны, но при крайней разреженности столкновения их очень редки. Поэтому высокая температура не ощущается. Термосфера- сфера ионизованного газа, поэтому ее называют ионосферой. Ионизация делает термосферу электропроводящей, в ней текут мощные электрические токи. С деятельностью Солнца связано возникновение в термосфере полярных сияний.

Экзосфера - лишь условная внешняя сфера- сфера рассеивания, из которой газы могут улетучиваться в межпланетное пространство. Она еще мало изучена. Предположительно температура в термосфере достигает +2000гр.С; находящиеся друг от друга быстродвижущиеся частицы почти не сталкиваются друг с другом. Уходят из экзосферы преимущественно атомы водорода, господствующего в верхних (выше 2000км) ее слоях. Этот водород образует земную корону.

Воздушные массы и фронты.

Тропосфера не может быть везде одинаковой, в зависимости от того, над каким участком земной поверхности длительно располагается воздушная масса, она бывает теплой или холодной. Влажной или сухой, замутненной или прозрачной. Поэтому тропосфера, хотя она единая и цельная, разделяется на воздушные массы., отличающиеся друг от друга совокупностью признаков, причем совокупность эта связана в связи с движением атмосферы находится в состоянии непрерывного изменения.

Горизонтальные размеры воздушных масс тысячи км. Они располагаются или рядом, или одна над другой, могут быть временно в покое, на чаще всего передвигаются, это значит температуры, влажности др., постепенны и невелики. Зато переход от одной воздушной массы к другой совершаются резко; зоны раздела между воздушными массами называются фронтами, или фронтальными зонами. Воздушные массы приобретают определенные свойства там, где они подолгу находятся и они приобретают температуру, влажность степень прозрачности, зависящие от данной географической широты и характера подстилающее поверхности. Если воздух формируется над морем, то он становится морским, если подстилающая поверхность суша, лед или снег, воздух называется континентальным. Горные хребты, преграждающие путь, воздушные массы обычно обходят, но иногда переваливают.

Воздушные массы классифицируют по месту их формирования и различают следующие основные типы воздушных масс.

Арктический и антарктический воздух формируется над снегами и льдами полярных стран из притекающего в верхних слоях атмосферы полярного тропического. При этом воздух в условиях полярной ночи сильно выхолаживается и высушивается; низкие температуры, малая влажность, высокая прозрачность. Арктический воздух, если он приходит в Европу через Баренцево и Карское моря, называется континентальным. Арктический воздух, приходящий из района, примыкающего к Гренландии и Шпицбергену, называется морским.

Воздух умеренных широт, или полярный, по предложению Берга Л., бореальный, формируется в антициклонах умеренных широт из воздушных арктических масс и воздуха, пришедшего (в верхних слоях) из тропиков. В антициклонах над сушей - над лесами и степями умеренного пояса, а зимой над почвой, покрытой снегом, образуется континентальный полярный воздух, жаркий летом, очень холодный зимой. В Западную Европу он проникает из СССР, Финляндии и Скандинавии. Морской же образуется в умеренных широтах над океаном- в восточной части океанов над теплыми течениями, в западной над холодными. Морской полярный воздух, приходящий В Европу зимой из средних и высоких широт Северной Америки, а летом из высоких широт Атлантики, приносит в зимнее время оттепели, летом похолодание.

Тропический воздух образуется в антициклонах субтропического пояса-морской над океанами, континентальный над степями и пустынями. И зимой, и летом тропический воздух приходит в Европу с высокими температурами, К экватору он идет в виде муссонов и пассатов. Очагом образования морского тропического воздуха, имеющим значение для европейской погоды и климата, являются субтропические области северной части Атлантического океана, континентальный же воздух формируется над северной Африкой, Аравией, Малой Азией, югом европейской части СССР, Казахстаном и Средней Азией.

Экваториальный воздух представлен антипассатами, а также пассатами, когда они пересекают экватор и углубляются в другое полушарие, формируется над океаном или влажным тропическим лесом в полосе штилей из тропического воздуха пассатов и при этом сильно увлажняется.

Таким образом, воздушные течения, возникновение которых обусловлено в значительной мере термическими причинами, являются переносчиками тепла и холода. Они сами оказывают влияние на температуру, на атмосферное давление и дальнейшую циркуляцию атмосферы Тепло от экваториальных областей в высокие широты переносится не только с воздухом (который нагрет), но и с водяным паром, ибо последний, конденсируясь где-нибудь, выделяет теплоту парообразования. Так солнечная теплота путешествует на крыльях ветра по всей Земле.

ВМ двигающиеся с более холодной земной поверхности на теплую (из высоких широт в низкие), называют холодными массами. В пути они постепенно прогреваются, возникает вертикальный градиент, конвекция с образованием кучевых и кучево-дождевых облаков и выпадением ливневых осадков. Воздушные массы, передвигающиеся на холодную поверхность (в высокие широты), называются теплыми массами. Приносят тепло, конвекции в них нет, образуются слоистые облака и туманы.. Местные воздушные массы-длительно находящиеся в одном районе. Смежные воздушные массы разделены между собой узкими переходными зонам, которые называются фронтами. Главные фронты между арктическим и умеренным называют арктическим фронтом, между умеренным и тропическим воздухом-полярных фронтов, между тропическим и экваториальным воздухом-тропических фронтов. С фронтами связаны особые явления погоды. Восходящие движения воздуха в зонах фронтов приводят к образованию облаков, из них выпадают осадки. Огромные атмосферные волны приводят к образованию атмосферных возмущений-циклонов и антициклонов. Фронты постоянно возникают и исчезают, вместе с ними формируются, меняют свойства, теряют свою индивидуальность воздушные массы.

Тема: Радиация в атмосфере. Коротковолновая (солнечная) и длинноволновая (земная и атмосферная радиация). Тепловое лучистое равновесие Земли

Основным источником энергии для всех природных процессов, происходящих на поверхности Земли и в атмосфере, является лучистая энергия, поступающая на Землю от Солнца. Лучистая энергия, т.е. электромагнитные волны, распространяются со скоростью 300000км/с., также на Землю поступают различные потоки заряженных частиц, гл. образом электронов и протонов. Электромагнитными волнами называются распространяющиеся в пространстве колебания, т.е. периодические изменения электрических и магнитных сил; они вызываются движениями электрических зарядов в излучателе. Длина этих волн составляет от 10-7 -10-4 мкм (рентгеновские и гамма-лучи) до нескольких км (радиоволны). Основная излучаемая часть энергии Солнцем представляет собой ультрафиолетовые, видимые и инфракрасные лучи, имеющие длины волн 0,1-30мкм. Эта часть электромагнитного излучения Солнца и называется в метеорологии солнечной радиацией.

Тепловая радиация имеет длины волн от сотен микрометров до тысячных долей микрометра (1мкм=10-6м). Еще короче волны рентгеновского и гамма-излучения, не являющиеся тепловыми (они связаны с внутриядерными процессами). Длины волны измеряют с большой точностью в единицах микрометр (тысячная доля метра), нанометр - это тысячная доля микрометра. Напр., длину волны пишут 0,5937мкм или 593,7нм, но в основном в мкм.

Тепловую радиацию с длинами волн от 0,01 до 0,39мкм называют ультрафиолетовой. Она невидима, т.е. не воспринимается глазом. Радиация от 0,39 до 0,76 мкм - это видимый свет, воспринимаемый глазом. Свет с длиной волны 0,40мкм - фиолетовый, с длиной волны около 0,76мкм - красный. Более 0,76 мкм и до нескольких сотен мкм называют инфракрасной. На промежуточные длины волн приходится свет всех цветов спектра.

Все перечисленные потоки лучистой энергии отличаются друг от друга по спектральному составу, т.е. по длинам волн.

В метеорологии принято выделять;

Коротковолновую радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4мкм, включает видимый свет, ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% является коротковолновой радиацией.

К длинноволновой радиации относят радиацию земной поверхности и атмосферы с длинами волн от 4 до 100-120мкм.

Когда радиация падает на тело и поглощается им, то лучистая энергия переходит в тепловую.

За единицу измерения интенсивности солнечной радиации принимается количество калорий тепла, поглощенное 1см2 абсолютно черной поверхности, перпендикулярной направлению солнечных лучей, за 1мин (кал/см2*мин). Поток лучистой энергии Солнца, подходящей к земной атмосфере, отличается большим постоянством. Его интенсивность называют солнечной постоянной и принимают равной 1,98кал/см2*мин. В зависимости от изменений в течение года расстояние от Земли до Солнца солнечная постоянная колеблется: к началу января она увеличивается, к началу июля уменьшается. Годовые колебания солнечной постоянной составляют плюс минус 3,5%. Если бы солнечные лучи падали на земную поверхность всюду отвесно, то при отсутствии атмосферы каждый см2 его получал бы в год более 1000кал. Но Земля шарообразная, и солнечные лучи не везде падают отвесно и кроме того, освещают всегда половину Земли. Поэтому на каждый 1см2 земной поверхности приходится в среднем лишь около 260кал в год. Рассмотрим зависимость солнечной радиации от угла падения лучей. Мах радиации получают поверхность, перпендикулярная направлению солнечных лучей, потому что в этом случае вся энергия падающего на нее пучка солнечных лучей распределяется на площадке с сечением, равной сечению пучка лучей при наклонном падении того же пучка лучей его энергия распределяется на большую площадь и единица поверхности получит меньшее ее количество. Чем меньше угол падения лучей, тем меньше интенсивность солнечной радиации. Зависимости интенсивности солнечной радиации от угла падения солнечных лучей выражается формулой:

Угол падения солнечных лучей (высота Солнца) бывает, равен 900 только от 230 27мин сш до 230 27мин юш (т.е. между тропиками). На остальных широтах он всегда меньше 900. Соответственно уменьшению угла падения лучей должна уменьшаться и интенсивность солнечной радиации, поступающей на земную поверхность. Так как в течение года и в течение суток высота Солнца на всех широтах не остается постоянной, количество солнечного тепла, получаемого поверхностью, непрерывно изменяется. Количество солнечной радиации, получаемое поверхностью, находится в прямой зависимости от продолжительности освещения ее солнечными лучами. На экваторе (вне атмосферы) количество солнечного тепла в течение года не испытывает больших колебаний, тогда как в высоких широтах эти колебания очень велики.

Тепловую радиацию с длинами волн от 0,01 до 0,39мкм называют ультрафиолетовой. Она невидима, т.е. не воспринимается глазом, 0,40мкм-фиолетовый, 0,76мкм-красный, более 0,76мкм-инфракрасный, она также невидимая. Выделяют коротковолновую и длинноволновую радиацию. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4мкм. Она включает, кроме видимого света, еще ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% состоит из коротковолновой радиации. К длинноволновой радиации относят радиацию земной поверхности и атмосферы с длинами волн от 4 до 100-120мкм.

Тело, испускающее радиацию, охлаждается; его тепловая энергия переходит в энергию радиации, в лучистую энергию. Когда радиация падает на другое тело и поглощается им, лучистая энергия переходит в другие виды энергии, главным образом в теплоту. Значит, тепловая радиация нагревает тело, на которое она падает.

К тепловой радиации относятся известные из физики законы излучения Кирхгофа, Стефана-Больцмана, Планка, Вина. По закону Стефана-Больцмана излучаемая телом энергия растет пропорционально четвертой степени абсолютной температуры излучателя. Распределение энергии в спектре радиации, т.е. по длинам волн, зависит, по закону Планка, от температуры излучателя. В соответствии с законом Вина длина волны, на которую приходится максимум лучистой энергии, обратно пропорциональна абсолютной температуре излучателя. Это означает, что с повышением температуры максимум энергии перемещается на все более короткие волны.

Это относится к абсолютно черному телу, т.е. телу, которое поглощает всю падающую на него радиацию и само излучает максимум радиации, возможный при данной температуре. Однако с определенными поправками они применимы ко всем вообще телам.

Некоторые вещества испускают видимый свет при таких низких температурах, при которых вещество обычно не светится. Эта радиация, не подчиняющаяся законом теплового излучения, называется люминесцентной. Этим объясняются полярные сияния и свечение ночного неба.

Корпускулярная радиация-это потоки электрически заряженных элементарных частиц вещества, преимущественно протонов и электронов, движущихся со скоростями в сотни км/с, но далекими от скорости света. Она сильно меняется с течением времени от физического состояния Солнца, от солнечной активности. Ниже 90км корпускулярная радиация в атмосферу почти не проникает.

Солнце- это газовый шар радиусом 695300км, который в 109 раз больше радиуса Земли, расстояние между ними 149млн км. Солнце состоит из водорода (64%) и гелия (32%), остальную часть составляют другие элементы. Температура тела Солнца 20млн0., а температура солнечной атмосферы (фотосферы) 6тыс0. Над фотосферой стоит менее плотный слой солнечной атмосферы - хромосфера (окрашенная сфера), в ней наблюдаются колоссальные взрывы-протуберанцы, еще выше расположена так называемая солнечная корона, которую можно заметить во время солнечного затмения. Солнечная корона простирается до высоты, равной нескольким радиусом Солнца.

Газы, образующие Солнце, находятся в непрерывном бурном движении, в результате чего в фотосфере все время образуются и исчезают световые ячейки радиусом около 1000км - гранулы и факелы (более яркие области). В фотосфере наблюдаются более темные образования, называемые пятнами, это огромные воронки, образовавшиеся в результате вихревых движений газа.

По соседству с пятнами нередко появляются ослепительно белые вспышки, которые можно наблюдать даже невооруженным глазом. Они светятся главным образом за счет излучения водорода и кальция и сохраняются обычно не больше одного часа. В хромосфере Солнца наблюдаются колоссальные взрывы - протуберанцы, видимые как огненно-красные выступы на внешнем контуре видимого диска Солнца. Количество солнечных пятен, вспышек, протуберанцев периодически изменяется. Один раз примерно в 11 лет их число достигает максимума. В годы максимума солнечных пятен активизируются и другие явления на Солнце: усиливаются излучение ультрафиолетовой радиации и интенсивность потоков испускаемых Солнцем частиц. В эти же периоды наблюдаются и резкие возмущения земного магнитного поля, нарушается радиосвязь, увеличивается повторяемость и яркость северных сияний.

Кроме 11-го периода колебаний солнечной активности наблюдается еще 80-летний ее период.

Потоки лучистой энергии в атмосфере. Виды радиации.

Солнечная радиация на своем пути до земной поверхности претерпевает ряд изменений, т.е. частично поглощается, частично рассеивается.

1.Радиация, поступающая от Солнца в атмосферу и затем на земную поверхность в виде пучка параллельных лучей, называется прямой. Значительная часть прямой радиации, пришедшей к верхней границе атмосферы, достигает земной поверхности.

2.Часть солнечной радиации, рассеивающаяся молекулами атмосферных газов и аэрозолями и поступающая к земной поверхности, называется рассеянной радиацией.

3.Часть солнечной радиации, отражающаяся от земной поверхности и атмосферы (в основном от облаков), называется отраженной радиацией.

Земля и атмосфера в соответствии с их температурой непрерывно излучают невидимую инфракрасную радиацию. Земля излучает тепло, и оно тоже поглощается атмосферой.

4.Часть излучения атмосферы, направленная к Земле, называется встречным излучением атмосферы.

5.Часть же атмосферного излучения, направленная вверх и прошедшая через всю толщу атмосферы, уходит в мировое пространство, и называется уходящим излучением атмосферы.

Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет, поэтому Солнце является не только источником тепла, но и света, важного для жизни на Земле. Земная и атмосферная радиация, так же как и солнечная, частично поглощается и отражается атмосферой.

Все перечисленные потоки лучистой энергии отличаются друг от друга по спектральному составу, т.е. по длинам волн. От 0,1 до 4мкм это солнечная радиация, ультрафиолетовая и инфракрасная. Радиацию земной поверхности и атмосферы с длиной волн от 4 до 120мкм, называют длинноволновой. Лучистая энергия характеризуется потоком радиации. Поток радиации - это количество лучистой энергии, которое поступает в единицу времени на единицу поверхности, выражается в Вт/м в квадрате, раньше в кал/(мин*см2), (1кал/(мин*см2)=0,698кВт/м2. Количество прямой радиации, приходящей в единицу времени на единицу поверхности, перпендикулярной солнечным лучам, называется плотностью потока прямой радиации. Раздел в метеорологии, изучающий солнечную, земную и атмосферную радиацию, называется актинометрией, задачей которой является измерение потоков лучистой энергии.

Лучистое и тепловое равновесие Земли. Лучистая энергия является основным, а практически единственным источником тепла для поверхности Земли и ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией. Также ничтожно мал и поток тепла, направленный к земной поверхности и в атмосферу из глубин Земли. Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет, поэтому Солнце это источник тепла и света.

Лучистая энергия Солнца превращается в тепло отчасти в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности. Она идет на нагревание верхних слоев почвы и воды, а от них и воздуха. Нагретая земная поверхность и атмосфера в свою очередь сама излучает невидимую (невоспринимаемую) инфракрасную радиацию. Отдавая эту радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждаются. Опыт оказывает, что средние годовые температуры земной поверхности и атмосферы в любой точке Земли мало меняются от года к году, были колебания около средних значений. Таким образом, если рассматривать Землю за более или менее длительные промежутки времени, то можно сказать, что она находилась в тепловом равновесии: приход тепла уравновешивается его потерей.

Но так как Земля с атмосферой получает тепло, поглощая солнечную радиацию, и теряет тепло путем собственного излучения, то можно сказать, что она находится и в лучистом равновесии: приток радиации к ней уравновешивается отдачей радиации в мировое пространство.

Даже идеальная сухая и чистая атмосфера поглощает и рассеивает лучи, уменьшая интенсивность солнечной радиации, Ослабляющее влияние на солнечную радиацию реальной атмосферы, содержащей водяные пары и твердые примеси, значительно больше, чем в идеальной. Атмосфера, гл. обр., поглощает инфракрасную радиацию до 15-25%. Поглощают радиацию больше всего водяной пар, аэрозоли, озон. Поглощенная атмосферой лучистая энергия Солнца переходит в другие ее виды: тепловую, механическую и другие. Около 25% солнечной радиации атмосфера рассеивает. Молекулы газов атмосферы, рассеивают лучи с короткими волнами - фиолетовые и синие, поэтому цвет неба голубой. Благодаря рассеиванию и отражению солнечных лучей атмосферой существует дневное освещение в пасмурные дни, видны предметы в тени, возникают явление сумерек.

Солнечная постоянная и общий приток солнечной радиации к Земле.

Поток солнечной радиации перед вступлением ее в земную атмосферу (или «на верхней границе атмосферы») при среднем расстоянии Земли от Солнца называют солнечной постоянной. Эта величина не зависит от поглощения или рассеяния радиации в атмосфере, т.е. это радиация на которую атмосфера еще не повлияла, и идет от излучательной способности Солнца. Она равна 1,353квт/м2. Земля вращается вокруг Солнца по мало растянутому эллипсу, в одном из фокусов которого находится Солнце. В начале января она наиболее близка к Солнцу (147млк км2), в начале июля отдалена (152млк км2). В зависимости от этого солнечная постоянная всегда меняется. За год Земля получает 5,44*1024Дж., на каждый км2 земной поверхности приходится за год 4,27*1016Дж. Чтобы получить такое тепло необходимо сжечь 400тыс. т каменного угля. Все запасы каменного угля равноценны 30-летнему притоку солнечной радиации к Земле. За 1,5 суток Солнце дает Земле столько же энергии, сколько дают электростанции всех стран в течение года.

Изменения солнечной радиации (СР) в атмосфере и на земной поверхности.

Пройдя через атмосферу СР частично рассеивается газами и аэрозолями и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично она поглощается газами и примесями и переходит в теплоту, идет на нагревание атмосферы. Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает земной поверхности. Она частично отражается от земной поверхности, а в большей степени поглощается ею и нагревает ее. Другая часть рассеянной радиации достигает земной поверхности, частично отражается и частично ею поглощается, другая часть уходит вверх в межпланетное пространство.

Поглощение СР а атмосфере. Азот и кислород поглощают СР в очень малых длин волн в УФ части спектра. Сильно поглощает радиацию озон, хотя его содержание в воздухе, даже в стратосфере, очень мало. Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра СО2, но его содержится в воздухе мало. Более сильным поглотителем является водяной пар, облака и примеси, т.е. твердые частицы, взвешенные в атмосфере. В атмосфере поглощается 15-20% радиации, приходящей от Солнца к Земле.

Рассеянная СР в атмосфере. Мельчайшие частички воздуха, твердые и жидкие- капли, кристаллы, ядра конденсации, пылинки, рассеивают СР. Встречаясь с молекулами и примесями в атмосфере, лучи теряют прямолинейное направление распространения и рассеиваются.25% общего притока СР превращается в атмосфере в рассеянную радиацию, которая приходит от всего небесного свода (кВт/м2), Чем меньше размеры рассеивающих частиц, тем сильнее рассеиваются коротковолновые лучи в сравнении с длинноволновыми. В чистом воздухе рассеяние производится только молекулами газов.

Явления, связанные с РСР. Голубой цвет неба, это цвет самого воздуха, обусловленных рассеянием в нем синих солнечных лучей. С высотой цвет неба становится густо-синим, в стратосфере-в черно-фиолетовый. Длинноволновые лучи из-за примесей крупных размеров делают окраску неба белесоватыми. Поэтому при тумане все предметы и облака кажутся белыми. Часть «уцелевшей» от рассеяния прямой солнечный цвет становится желтоватым. Диск Солнца кажется желтее, чем он ближе к горизонту, т.е. чем длиннее путь лучей через атмосферу и чем больше расстояние. У горизонта солнечный свет красный из-за пыли и мельчайших продуктов конденсации. Благодаря примесям земная поверхность получает дневной свет, а то было светло только, там, куда падает и отражается прямая солнечная радиация. Явление неполной темноты называется сумерками, причина-освещение солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы. Астрономические сумерки- вечером, пока солнце не зайдет под горизонт на 180; утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. Первая часть вечерних астрономических сумерек или последняя часть утренних, когда солнце находится под горизонтом не ниже 80, называются гражданскими сумерками. В высоких широтах летом солнце может не опускаться под горизонт вовсе или опускаться очень глубоко. Если солнце опускается под горизонт менее чем на 180, то полной темноты не наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними и называются белыми ночами. Сумерки сопровождаются изменениями окраски небосвода в стороне солнца, которые называются заря, пурпурного или желтого цвета. Это зависит от содержания аэрозольных примесей в воздухе.

Тема: Тепловой режим атмосферы

1.Причины изменений температуры воздуха.

Распределение температуры воздуха в атмосфере и его непрерывные изменения называют тепловым режимом атмосферы. Он определяется теплообменом между атмосферой и окружающей средой. Теплообмен происходит радиационным путем, т.е. при собственном излучении из воздуха и при поглощении воздухом радиации солнца, земной поверхности и других атмосферных слоев. Также осуществляется путем теплопроводности - молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы. Передача тепла происходит и в результате испарения и последующей конденсации водяного пара. Изменения температуры воздуха могут происходить адиабатически, т.е. без теплообмена с окружающей средой, они связаны с изменениями атмосферного давления при вертикальных движениях воздуха.

Воздух соприкасающийся, с земной поверхностью, обменивается с ней теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Но внутри атмосферы действует другая передача тепла - путем турбулентной теплопроводности.

Перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев атмосферы в другие, увеличивает передачу тепла от земной поверхности в воздух или обратно. Например, воздух охлаждается от земной поверхности и путем турбулентности непрерывно доставляется на место охладившегося воздуха более теплый воздух из выше лежащих слоев. Это поддерживает разность температур между воздухом и поверхности. Охлаждение воздуха над земной поверхностью не так велико, но за, то оно распространяется на более мощный слой атмосферы. Для высоких слоев атмосферы теплообмен с земной поверхностью имеет меньшее значение.

Изменение температуры, происходящее в определенном количестве воздуха можно назвать индивидуальными, они характеризуют изменения теплового состояния данного определенного количества воздуха. Любая метеостанция рассматривается как точка внутри атмосферы и температура в этой точке будет изменяться в результате непрерывной смены воздуха в данном месте, т.е. вследствие прихода воздуха из других мест атмосферы, где он имеет другую температуру.

Эти изменения температуры, связанные с адвекцией - притоком в данное место новых воздушных масс из других частей, называется адвективными.

Если притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла, если с более низкой, об адвекции холода. Общее изменение температуры, зависящее и от индивидуальных изменений состояния воздуха и от адвекции, называют локальным (местным) изменением. Термометры и термографы - это метеоприборы не подвижно помещенные в том или ином месте, регистрируют локальные изменения температуры воздуха. Термометр на воздушном шаре, летящим по ветру, и следовательно, остающимся в одной и той же массе воздуха, показывает индивидуальное изменение температуры в этой массе.

2. Тепловой баланс земной поверхности.

Нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменение температуры в нижних слоях атмосферы определяются изменениями температуры земной поверхности. Поверхность почвы или воды (также растительного, снежного, ледяного покрова), получает и теряет тепло разными путями. Через земную поверхность тепло передается вверх - в атмосферу - и вниз - в почву или воду.

- на земную поверхность поступает суммарная радиация и встречное излучение атмосферы, они поглощаются поверхностью, т.е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды, а земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.

- тепло к земной поверхности приходит сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Таким же путем тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло идет вниз, в почву и воду, и приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

- земная поверхность получает тепло при конденсации водяного пара из воздуха, или теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.

При таянии снега затрачивается тепло, также тепло распространяется в глубь почвы вместе с водой осадков. Таким образом, от земной поверхности уходит вверх и вниз такое же количество тепла, какое она получает сверху и снизу. Если было бы иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в этом случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды.

Алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нули. Это выражается уравнением теплового баланса земной поверхности. R+P+A+LE=0

R-радиационный баланс

P-приход тепла из воздуха или отдача его в воздух путем теплопроводности.

A-приход или расход путем теплообмена с глубокими слоями почвы или воды.

LE-потеря тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности.

Отсюда, смысл уравнения в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла.

Рис. 4 - Составляющие теплового баланса земной поверхности в дневное время суток

Температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте изменятся мало, за сутки вглубь почвы или воды попадает днем столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все, же за летние сутки тепла уходит вниз несколько больше, чем приходит снизу, поэтому слои почвы и воды день от дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения прихода-расхода тепла за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности в год от года изменяется мало.

3. Различия в тепловом режиме, почве и водоемах.

Верхний слой почвы и воды по-разному нагреваются, в почву тепло попадает по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а воду - путем турбулентного перемешивания водных слоев. Это происходит волнениями и течениями. Ночью и зимой к турбулентности присоединяется и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз из за возросшей плотности, а на его место, на поверхности поднимаются теплые воды из нижних слоев. Испарение тоже играет роль в перемешивании слоев и передачи тепла. При значительном испарении с поверхности моря верхних слой воды становится более соленным и плотным, поэтому вода опускается на глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Теплоемкость воды выше, чем у почвы.

В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину десятков метров, а в почве - до 1 метра. Годовые колебания температуры в воде доходят на глубину 100 метров, а в почве - на 10-20 м.

Тепло, приходящее днем и летом нагревают большую толщу воды, температура верхней воды повышается, при этом мало. В почве тепло доходит до небольшой глубины, но сильно нагревается. Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя на его место приходит накопленное тепло из ниже лежащих слоев. Поэтому температура понижается медленно. На поверхности же почвы температура при отдаче тепла падает быстро, тепло накопленное в тонком верхнем слое, уходит без восполнения снизу.

Таким образом, днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем на поверхности воды; ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше, чем на поверхности воды.

4.Влияние подстилающей поверхности на нагревание и охлаждение воздуха. Тепловые воздействия, суши и водной поверхности на атмосферу не одинаковы. Суша быстро нагревается и отдает воздуху значительную часть получаемого ею тепла (35-50%), а вода, получая тепло, передает часть тепла вглубь, часть затрачивается на испарение, и лишь незначительная часть затрачивается на нагревание воздуха. Поэтому, водоемы накапливают своей толще значительное количество тепла. В зимнее время это тепло отдается к воздуху, поэтому зимой воздух над водной поверхностью теплее, чем над сушей, а летом наоборот. Растительный покров оказывает существенное влияние на температуру воздуха, днем воздух над растительным покровом нагревается, а ночью охлаждается меньше, чем над оголенной почвой. Это связано с большой теплоемкостью растительного покрова, а также часть лучистой энергии расходуются на испарение. В лесу амплитуды суточного хода температуры воздуха примерно на 20 меньше, чем в поле.

Снежный покров предохраняет почвы зимой из-за чрезмерной потери тепла. Почва под снежным покровом остается более теплой, чем обнаженная почва и суточные амплитуды температуры в почве под снегом резко уменьшаются. В Европейской части России при снежном покрове с высотой 40-50см/м, температура почвы под ним на 6-70 выше, чем температура обнаженной почвы, и 100 выше, чем температура поверхности снежного покрова. Отсюда видно, что растительный и снежный покров уменьшают годовую амплитуду температуры воздуха.

5.Суточный и годовой ход температуры воздуха.

Суточный ход температуры определяется ходом температуры подстилающей поверхности. Нагревание и охлаждение воздуха зависит от термического режима подстилающей поверхности. Минимальная температура воздуха на высоте 2 м наблюдается перед восходом Солнца. За тем рост температуры идет быстро и максимум ее наступает через два, три часа полудня. Далее температура понижается - сначала медленно, а за тем более быстро. Амплитуда температуры воздуха зависит от рядов факторов: от характера подстилающей поверхности, облачности, рельефа местности, высоты над уровнем моря. Амплитуда суточного хода температуры воздуха над морем всегда меньше, чем амплитуды суточного хода температуры поверхности почвы.

Годовой ход температуры воздуха определяется годовым ходом температуры деятельной поверхности. Амплитуда годового хода представляет собой разность среднемесячных температур самого теплового и самого холодного месяца.

В Северном полушарии на материках максимальная среднемесячная температура воздуха наблюдается в июле, минимальная - в январе, над океанами максимум наблюдается в августе, минимум в феврале-марте.

Амплитуда годового хода температуры на суше больше, чем над водной поверхности. Годовой ход температуры воздуха в различных географических зонах различен и учитываются особенности годового хода амплитуды температуры. Выделяют 4 типа годового хода температуры воздуха:

Экваториальный тип. В экваториальной зоне наблюдаются 2 максимума температуры - после весеннего и осеннего равноденствия, 2 минимума - после зимнего и летнего солнца стояния. Амплитуда годового хода мала, над океанами около 20, а над материками 5-100С.

Тропический тип. Максимум наблюдается после летнего солнцестояния, минимум после зимнего солнце стояния. Амплитуда годового хода температуры хода по мере удаления от экватора увеличивается, так как возрастает с увеличением в различии между притоком тепла летом и зимой. Над материками амплитуда равна 10-200С, над океанами 5-100С.

Тип умеренного пояса. Максимум наблюдается после летнего и минимум после зимнего солнца стояния. Над океанами и на побережьях в среднем составляет 10-150С, над материками 40-500С и более.

Полярный тип. Полярные районы характеризуются холодной и продолжительной зимой и коротким прохладным летом. Максимум годовой амплитуды наблюдается в августе - минимум в январе. Над океанами составляет 20-250С, а на суше превышает 30-400С.

Вертикальный градиент температуры (вгт).

Называется ее изменение на каждые 100м высоты. ВГТ положителен при падении температуры с высотой, при повышении температуры с высотой вгт в нем отрицателен. Значения вгт весьма изменчивы, изменения происходят в течение суток, в зависимости от времени года и других факторов. В тропосфере вгт в среднем около 0,65/100м, но в отдельных случаях может несколько превышать 1/100м или принимает отрицательные значения.

Тема: Вода в атмосфере

1. В земной атмосфере содержится около 14000 км3 водяного пара. Вода попадает в атмосферу в результате испарения с поверхности Земли. В атмосфере влага конденсируется, переносится воздушными течениями и выпадает снова на земную поверхность. С водяным паром в воздухе, с его переходами из газового состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы формирования особенностей климата.

Водяной пар сильно поглощает длинноволновую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверхность. В свою очередь он сам излучает такую же радиацию, которая большей частью идет к земной поверхности. Это уменьшает ночное охлаждение земной поверхности и нижних слоев воздуха. На испарение воды с земной поверхности затрачивается много тепла, при конденсации в атмосфере это тепло отдается воздуху.

Содержание водяного пара в воздухе - влажность воздуха - характеризуется абсолютной влажностью, фактической упругостью, удельной влажностью, упругостью насыщения, относительной влажностью, дефицитом влажности, точкой росы.

Абсолютная влажность - содержание в атмосфере водяного пара в граммах на 1 м3 воздуха («а» г/м3).

Фактическая упругость водяного пара - оказываемое им давление в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах («е» мм рт.ст. или мб). Численные значения «а» и «е» очень близки, а при температуре +16,40С совпадают; поэтому фактическую упругость водяного пара часто называют абсолютной влажностью.

Удельная влажность S - отношение массы водяного пара к массе влажного воздуха в том же объеме. Выражается числом граммов водяного пара в кг воздуха (г/кг). При адиабатическом расширении и сжатии воздуха, когда меняется не масса, а объем, удельная влажность остается без изменений, а абсолютная изменяется.

Упругость водяного пара, насыщающего воздух (упругость насыщения), Емб, Емм - предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Максимальное влагосодержание находится в прямой зависимости от температуры. Чем выше температура воздуха, тем больше водяного пар он может содержать.

При низких температурах воздух способен содержать очень малое количество водяного пара. Поэтому понижение температуры может вызвать конденсацию.

Относительная влажность r - отношение фактической упругости водяного пара к упругости насыщения, выраженное в процентах: r = х 100%. Относительная влажность характеризует степень насыщения воздуха водяным паром. При насыщении Е = е; r = 100%.

Дефицит влажности D - недостаток насыщения при данной температуре: D = Е - е.

Точка росы Т0 - температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его. При r <1000 Т0 всегда меньше фактической температуры воздуха.

2.Испарение и испаряемость. Водяной пар попадает в атмосферу посредством испарения с подстилающей поверхности (физическое испарение) и транспирации. Процесс физического испарения заключается в преодолении быстро движущимися молекулами воды сил сцепления, в отрыве их от поверхности и переходе в атмосферу. Чем выше температура испаряющей поверхности, тем быстрее движение молекул и тем больше их попадает в атмосферу. При насыщении воздуха водяным паром процесс испарения прекращается. Испарение зависит от дефицита влажности и от скорости ветра.

Испарение-процесс перехода воды из жидкого состояния в газообразное.

Испаряемость-максимально возможное испарение, не ограниченное запасами воды. Например, испарение с чашки испарителя, куда регулярно добавляется вода. Испарение с поверхности водоема или увлажненной почвы также можно отнести к испаряемости. Для почвы с небольшой влажностью испарение невелико, а для водной поверхности при тех же условиях, т.е. меньше испаряемости, в связи с тем, что не хватает влаги, которая могла бы испаряться.

Процесс испарения требует затрат тепла: на испарение 1 г. воды требуется 597 кал, на испарение 1 г. льда на 80 кал больше.

Испарение с Океана на всех широтах значительно больше, чем испарение с суши. Максимальная величина его для Океана достигает 3000 см в год. В тропических широтах годовые суммы испарения с поверхности Океана наибольшие и в течение года оно меняется мало. В умеренных широтах максимальное испарение с Океана - зимой, в полярных широтах - летом. Максимальные величины испарения с поверхности суши составляют 1000 мм. Его различия по широтам определяются радиационным балансом и увлажнением. В целом, в направлении от экватора к полюсам в соответствии с понижением температуры испарение уменьшается.

В случае отсутствия достаточного количества влаги на испаряющей поверхности испарение не может быть большим даже при высокой температуре и огромном дефиците влажности. Возможное испарение - испаряемость (максимально возможное испарение, не ограниченное запасами воды), в этом случае очень велико. Над водной поверхностью испарение и испаряемость совпадают. Над сушей испарение гораздо меньше испаряемости в засушливых условиях. Испаряемость характеризует величину возможного испарения с суши при достаточном увлажнении.

Для измерения влажности воздуха используют измерительные приборы - гигрометры. Существуют несколько видов гигрометров, но основные: волосной и психрометрический.

Так как непосредственно измерить давление водяных паров в воздухе сложно, относительную влажность воздуха измеряют косвенным путем. Принцип действия волосного гигрометра основан на свойстве обезжиренного волоса (человека или животного) изменять свою длину в зависимости от влажности воздуха, в котором он находится.

Волос натянут на металлическую рамку. Изменение длины волоса передаётся стрелке, перемещающейся вдоль шкалы. Волосной гигрометр в зимнее время являются основным прибором для измерения влажности воздуха вне помещения.

Гигрометр.

Более точным гигрометром является гигрометр психрометрический - психрометр (по др. гречески "психрос" означает холодный). Известно, что от относительной влажности воздуха зависит скорость испарения. Чем меньше влажность воздуха, тем легче влаге испаряться.

В психрометре есть два термометра. Один - обычный, его называют сухим. Он измеряет температуру окружающего воздуха. Колба другого термометра обмотана тканевым фитилем и опущена в емкость с водой. Второй термометр показывает не температуру воздуха, а температуру влажного фитиля, отсюда и название увлажненный термометр. Чем меньше влажность воздуха, тем интенсивнее испаряется влага из фитиля, тем большее количество теплоты в единицу времени отводится от увлажненного термометра, тем меньше его показания, следовательно, тем больше разность показаний сухого и увлажненного термометров.

3.Суточный и годовой ход влажности воздуха. Влажность воздуха постоянно изменяется в связи с изменением температуры испаряющей поверхности и воздуха, соотношения процессов испарения и конденсации, переноса влаги. Суточный ход абсолютной влажности воздуха может быть простым и двойным. Первый совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Его можно наблюдать над Океаном, а зимой и осенью - над сушей. Двойной ход имеет два максимума и два минимума и характерен для суши. Утренний максимум перед восходом Солнца объясняется очень слабым испарением (или даже его отсутствием) в ночные часы. С увеличением прихода лучистой энергии Солнца испарение растет, абсолютная влажность достигает максимума около 9 часов.