Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
Лекция №2 Солнечная радиация и тепловой режим атмосферы
2.1 Солнечная радиация
Основным источником почти всех явлении й и процессов на Земле является солнечная энергия. Она разделяется на ультрафиолетовую, инфракрасную и видимую или световую. На верхней границе атмосферы около 46 % лучистой энергии Солнца приходится на видимую часть спектра, 43 % - на долю инфракрасных лучей и 7-8 % составляют ультрафиолетовые лучи.
В повседневной метеорологической практике поток солнечной энергии измеряется в кал/см2 в мин. На верхней границе атмосферы величина лучистой энергии равна 1,98 на каждый см2 в минуту. Эта величина называется солнечной постоянной и измеряется актинометрами.
Источником солнечной энергии считается рекция превращения водорода в гелий. Эта реакция распространяется в виде электромагнитной радиации корпускулярных потоков (потоков протонов и электронов). Энергия корпускулярных потоков меньше электромагнитных в 107 раз, но под действием именно этих потоков происходят ионизация воздуха, магнитные бури, полярные сияния.
На Землю солнечная энергия приходит в виде прямой и рассеянной радиации. Прямой солнечной радиацией называется лучистая энергия, поступающая непосредственно от диска Солнца на земную поверхность в виде пучка параллельных лучей. Она повышается от утра к полудню и убывает к вечеру, а также зависит от физического состояния атмосферы ( облачность, туманы и т.п.). Приток тепла от прямой солнечной радиации называется инсоляцией. Максимальное значение интенсивности солнечной радиации у Земли одинаково на всех широтах и примерно равно 1,5-1,6 кал /см2 в мин. или 70-80 % от потока солнечной энергии на верхней границе атмосферы.
Рассеянной радиацией называется часть солнечной радиации, отклоненная. от прямолинейного распространения и изменившая спектральный состав в следствие рассеяния газовыми молекулами и взвешенными веществами. Наибольший приход на Землю рассеянной радиации наблюдается в полдень и достигает 0,25кал/ см2 в мин в июле и 0,04 кал/см2 в мин. – зимой. При облачной погоде рассеянная радиация может увеличиться в 3-4 раза. Количество рассеянной радиации также зависит от прозрачности атмосферы.
Суммарная радиация – это вся радиация в виде прямой и рассеянной радиации. Она имеет суточный ход (максимум – около полудня) и годовой – макс. в июне.
Суммарная радиация, попадая на земную поверхность. Частично поглащается, а частично отражается. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству падающей энергии называется величиной Альбедо. Альбедо свежевыпавшего снега составляет 70-80%, облаков 60-80, глины и песка около 30-35 %, травы и чернозема – 15%. Воды от 2 до 80 % в зависимости от высоты Солнца и волнения водной поверхности. Среднее Альбедо океана равно 5-14 %. а суши -10-30%. Эти показатели свидетельствуют о том, что разные участки земной и водной поверхности прогреваются неодинаково.
2.2 Теплообмен
Существуют три основных цикла атмосферных процессов, участвующих в формировании погоды и определяющие климат на Земле. Это теплообмен, влагооборот и атмосферная циркуляция.
Тепловой режим атмосферы определяется, в основном, теплообменом с земной поверхностью. Большая часть солнечной энергии поглащается земной поверхностью. В дневные часы, когда радиационный баланс положителен, тепло от земной поверхности передается нижнему слою воздуха. В результате этого приземный(соприкасающийся с земной поверхностью) воздух нагревается и, как более легкий, начинает подниматься вверх, а соседние с ним потоки опускаются вниз. Это происходит за счет молекулярной теплопроводимости.
Ночью вследствие сильного излучения земная поверхность становится холоднее воздуха и охлаждает приземные слои атмосферы. В результате движения воздуха возникают турбулентная теплопроводность и тепловая конвекция.
Турбулентные вихри быстро передают тепло из одних слоев атмосферы в другие.
Тепловая конвекция – это перенос объема воздуха по вертикали. который возникает при неравномерном нагревании земной и водной поверхности. Над сушей тепловая конвекция происходит днем. Над морем – ночью.
Турбулентная теплопроводность в тысячи и даже десятки тысяч раз больше по сравнению с молекулярной. В результате этого земная поверхность обменивается теплом с атмосферой, а атмосфера излучает тепло в Мировое пространство.
Радиационное излучение тепла – это перенос тепла длинноволновой радиацией от поверхности Земли (особенно ночью) и встречной радиацией из атмосферы. Вторжение теплых воздушных масс называется адвекцией тепла. а вторжение холодных масс – адвекцией холода.
Конденсация (сублимация) водяного пара в процессе образования капельных или ледяных облаков или осадков на поверхности земли ( иней, роса) сопровождается выделением тепла. Испарение влаги с поверхности земли, воды и растений сопровождается потерей тепла и понижением температуры воздуха.
Большое влияние на температуру приземного слоя воздуха оказывают рельеф, подстилающая почвенная поверхность и растительность. С высотой это влияние убывает.
2.3. Влагооборот
С земной и водной поверхности и растительности происходит постоянное испарение воды в атмосферу. При этом затрачивается большое количество тепла из почвы и верхних слоев воды. В атмосфере влага содержится в виде водяного пара, который при определенных условиях конденсируется (сгущаетс0 и превращается в капли воды или кристаллы льда, вследствие чего образуются облака и туманы. В процессе конденсации водяного пара атмосфера получает большое количество тепла. Из облаков при определенных условиях ( сила тяжести превышает силу сцепления) выпадают осадки, которые уравновешивают испарение.
Количество выпадающих осадков и их распределение по сезонам влияют на процесс жизни на Земле. От распределения и количества осадков зависят условия стока и режим рек , промерзание почвы, режим многолетней мерзлоты и другие явления.
2.4. Суточный и годовой ход температуры
Год от года температура поверхности Земли на границе с атмосферой до недавнего времени менялась очень мало , практически неощутимо. В самой атмосфере и на земной поверхности существует равенство притока и отдачи тепла. Однако в течение года, а также сезонов и суток количество поглащаемого и расходуемого тепла различно. В летнее время в дневные часы приток тепла к поверхности Земли превышает количество излучающей ею энергии и поэтому она нагревается. В темное время суток, особенно зимой наблюдается излучение тепловой энергии и земная поверхность охлаждается.
Нагрев водоемов происходит медленнее, так как в результате перемешивания водных масс тепло распространяется вглубь водоемов.
Суточный и годовой ход солнечной радиации, падающий на земную поверхность, приводят к суточным и годовым колебаниям температуры как на самой поверхности, так и в приземных слоях воздуха. Суточные колебания температуры над поверхностью суши очень значительны и могут достигать 200С. Над океаном из-за большой теплопроводности воды температура в течение суток изменяется в пределах 0,5-20С.
Максимум суточной температуры земной поверхности приходится на 13 часов, а воздуха на 15-16 часов, так как на передачу тепла приземному слою атмосферы требуется определенное время. Минимум приходится на время перед восходом солнца на земной поверхности и через 2-3 часа после восхода солнца над морем. Максимум температуры воды приходится на 17-18 часов.
Годовые изменения температуры над океаном в тропиках составляют 2-40С, а в умеренных широтах – до 100С. Над сушей эти колебания могут достигать до 800С – в Сибири, а в Антарктиде – даже 89-930С.
Прогрев земной поверхности в различных районах неравномерен. У экватора температура круглый год составляет около 27-28 0С, а в умеренных и полярных широтах изменяется от минус 40 в январе до плюс 400С в июле. Абсолютный максимум составляет 580С ( d Cf[fht), а абсолютный минимум – 930С - в Антарктиде.