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
1.Атмосфера-газовая оболочка земли. Ее границы, состав и строение. Происхождение атмосферы. Взаимодействие атмосферы с другими оболочками.
Внутренняя её поверхность покрывает гидросферу и частично земную кору, внешняя граничит с околоземной частью космического пространства. Толщина атмосферы — примерно 120 км от поверхности Земли. В настоящее время атмосфера Земли состоит в основном из газов и различных примесей (пыль, капли воды, кристаллы льда, морские соли, продукты горения). Состав атмосферы: атмосферн воздух-мех смесь газов+пыль и вода: азот 78,09% сост белков, мин пит растений, 20,95% кислород дыхание,горение,окисление, 0,93% аргон. Строение атмосферы: (снизу вверх)1)тропосфера – 6-20км Её верхняя граница на высоте 8—10 км в поляр, 10—12 км в умер и 16—18 км в троп шир; содержит более 80 % всей массы атм воздуха, около 90 % всего водяного пара. сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развив циклоны и антициклоны. Температура убыв с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м 2)тропопауза-прекращается снижение температуры с высотой.h колеблется, min t 92С 3)стратосфера-на высоте от 11 до 50 км. >разреж возд чнм в тропос. Почти полн отсут вод пара, >содерж озона,концентр кот макс на выс 22-27км, перламутр облака-капли льда 4)стратопауза-обл пост температуры 4)мезосфера-падает t от 0 на нижн границе до -75 градусов. начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км, осн процесс-лучистый теплообмен 5)мезопауза- В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около —90 °C). 6)термосфера-темпер с выс повыш, 4 иониз слоя, Верхний предел — около 800 км.ионизация воздуха-полярные сияния 7)экзосфера-сфера рассеяния, газы улетучив в межпланет пространство. Происхождение: Первоначально она состояла из лёгких газов (водорода и гелия), захваченных из межпланетного пространства. Это так называемая первичная атмосфера (около четырех миллиардов лет назад, катархей).На следующем этапе активная вулканическая деятельность привела к насыщению атмосферы и другими газами, кроме водорода (углекислым газом, аммиаком, водяным паром). Так образовалась вторичная атмосфера (около трех миллиардов лет до наших дней). Эта атмосфера была восстановительной. Далее процесс образования атмосферы определялся следующими факторами:утечка легких газов (водорода и гелия) в межпланетное пространство;
химические реакции, происходящие в атмосфере под влиянием ультрафиолетового излучения, грозовых разрядов и некоторых других факторов. Постепенно эти факторы привели к образованию третичной атмосферы, характеризующейся гораздо меньшим содержанием водорода и гораздо большим — азота и углекислого газа (образованы в результате химических реакций из аммиака и углеводородов).
2.Солнечнаяя радиация. Солнечная постоянная. Распределение солнечной радиации по широтам в зависимости от угла падения лучей и продолжительности дня.
С.р.- электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца+основной источник процессов. Солнеч. Постоянная Iо- кол-во кал тепла поглощенное 1 кв см абсолютно черной пов-ти перпендикулярно направленных солн лучей за 1 мин (кал/кВ см*мин). Поток лучистой энергии солнца подходящей к з. атмосфере отлич большим постоянством.его интенсив-солн пост Iо=1,98 кал/кВ см*мин
Чем меньше угол падения солнечных лучей, тем меньше интенсивность солнечной радиации (I1). I1= I0*sinL a/b=sinL количество радиации увеличивается от полюсов к экватору.
Солнечная радиация распределяется по земле неравномерно. Это зависит от географической широты местности — количество радиации увеличивается от полюсов к экватору. Количество прямой солнечной радиации зависит от длины пути, который проходят солнечные лучи в атмосфере. Когда Солнце находится в зените (угол падения лучей 90°), его лучи попадают на Землю кратчайшим путем и интенсивно отдают свою энергию малой площади. На Земле это происходит в полосе между от 23° с. ш. и 23° ю. ш., т. е. между тропиками. По мере удаления от этой зоны на юг или на север длина пути солнечных лучей увеличивается, т. е. уменьшается угол их падения на земную поверхность. Лучи начинают падать на Землю под меньшим углом, как бы скользя, приближаясь в районе полюсов к касательной линии. В результате тот же поток энергии распределяется на большую площадь, поэтому увеличивается количество отраженной энергии. Таким образом, в районе экватора, где солнечные лучи падают на земную поверхность под углом 90°, количество получаемой земной поверхностью прямой солнечной радиации выше, а по мере передвижения к полюсам это количество резко сокращается. Кроме того, от широты местности зависит и продолжительность дня в разные времена года, что также определяет величину солнечной радиации, поступающей на земную поверхность; от годового и суточного движения Земли — в средних и высоких широтах поступление солнечной радиации сильно изменяется по временам года, что связано с изменением полуденной высоты Солнца и продолжительности дня.
3.Изменение наклона солнечных лучей и продолжительность дня на разных широтах. Пояса освещенности. Смена времен года. Годовая ритмика в географической оболочке.
Земная ось имеет наклон.От этого изменяется угол падения солнечных лучей на земную поверхность.И соответственно больше освещается и нагревается то одно, то другое полушарие.Когда Земля обращена к Солнцу Северным полюсом, тогда оно больше освещает и нагревает Северное полушарие.Дни становятся длиннее ночи.На полюсе и в приполярной части-полярный день.На полюсе он длится 180 суток,но чем дальше на юг, тем его продолжительность уменьшается до суток на параллели 66,50с.ш(Северный полярный круг).Южнее этой линии Солнце опускается за горизонт и смена дня и ночи происходит ежесуточно.22 июня - Солнечные лучи будут падать отвесно на параллель 23,5ос.ш.День будет самым длинным, а ночь короткой в году.Эту параллель называют Северными тропиком.В это время солнце меньше освещает и нагревает Южное полушарие.На полюс и приполярную часть в течение суток солнечные лучи не попадают.Солнце не появляется из-за горизонта и день не наступает-полярная ночь.На полюсе она длится 180 дней,чем дальше на север, тем становится короче до одних суток на параллели 66,50 ю. ш.(Южный полярный круг).22 июня день будет кратчайшим в году. (зимнее солнцестояние).23 сентября, Земля займет такое положение относительно Солнца, когда солнечные лучи одинаково освещать как Северную,так и Южное полушарие.Отвесно солнечные лучи падают на экватор.На всей Земле, кроме полюсов, день равен ночи(день осеннего равноденствия).22 декабря к солнцу повернется юж.полушарие.В приполярной области наступит полярный день.Лучи Солнца отвесно падают на параллель 23,50ю.ш.Параллель 23,50 ю. ш. называют Южным тропиком,а 22 декабря - зимним солнцестоянием.21 марта (весеннее равноденствие)-оба полушария также освещены одинаково.Пояса освещённости-части поверхности Земли, ограниченные тропиками и полярными кругами и различающиеся по условиям освещённости Формирование пяти поясов освещенности вызвано наклоном оси вращения Земли к плоскости орбиты и движением Земли вокруг Солнца.Пояса отличаются высотой полуденного Солнца над горизонтом,продолжительностью дня и тепловыми условиями. Между тропиками расположен тропический пояс; здесь дважды в году (а на тропиках — раз в году) можно наблюдать полуденное Солнце в зените.Тропики-это параллели,в которых в день солнцестояния в полдень солнце находится прямо над головой.При таком положении солнечные лучи падают на земную поверхность строго вертикально.В день летнего солнцестояния солнце находится точно над Северным тропиком,а в день зимнего солнцестояния-над Южным.Тропики ограничивают районы Земли,получающие максимально количество солнечного света и тепла.Только в тех районах можно увидеть солнце в зените.От полярного круга до полюса в каждом полушарии лежат полярные пояса; здесь бывают полярный день и полярная ночь.В умеренных поясах, находящихся в Северном и Южном полушариях между тропиком и полярным кругом,Солнце в зените не бывает,полярный день и полярная ночь не наблюдаются.Обращение Земли вокруг Солнца вызывает годовые ритмы природных процессов. Годовая ритмика хорошо видна в годовом ходе температур, в смене ветров(муссоны),осадков, режиме рек, почвообразовании, в жизни растений и животных. Годовая ритмика проявляется в существовании периодов покоя и вегетации у растений, в линьке и миграции животных, в некоторых случаях – в спячке, размножении.Годовая ритмика в географической оболочке зависит от широты мест: в экваториальных широтах она выражена слабее, чем в умеренных или полярных.
4.Солнечная радиация. Изменение солнечной радиации в атмосфере. Поглощение, отражение, рассеяние. Зависимость от изменения длины пути луча в атмосфере (от высоты Солнца).
Солнечная радиация – электромагнитное излучение Солнца, а также основной источник всех процессов и тепловой энергии на Земле.
Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозольными примесями к воздуху и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично же она поглощается молекулами атмосферных газов и примесями к воздуху 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. Часть рассеянной радиации также достигает земной поверхности, частично от нее отражается и частично ею поглощается. Другая часть рассеянной радиации уходит вверх, в межпланетное пространство. В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, изменена в сравнении с тем, что было на границе атмосферы. Интенсивность радиации уменьшается, а спектральный состав ее изменяется, так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному.
Поглощение солнечной радиации в атмосфере
В атмосфере поглощается сравнительно небольшое количество солнечной радиации, при этом главным образом в инфракрасной части спектра. Это поглощение - избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.
В целом в атмосфере поглощается 15-20% радиации, приходящей от Солнца к Земле. В каждом отдельном месте поглощение меняется с течением времени в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, главным образом водяного пара, облаков и пыли, так и от высоты солнца над горизонтом, т. е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути сквозь атмосферу.
Отражение солнечной радиации. Поглощенная радиация. Альбедо Земли
Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем, тонком слое почвы или воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.
Итак, из общего потока суммарной радиации I sinh+i отражается от земной поверхности часть его (I sinh + i) А, где А - альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (I sinh + i)*(1-А) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией.
Альбедо поверхности почвы в общем заключается в пределах 10-30%; в случае влажного чернозема оно снижается до 5%, а в случае сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова - леса, луга, поля - заключается в пределах 10-25%. Для свежевыпавшего снега альбедо 80-90%, для давно лежащего снега - около 50% и ниже. Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов при высоком солнце до 70% при низком солнце; оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей 5-10%. В среднем альбедо поверхности мирового океана 5-20%. Альбедо верхней поверхности облаков - от нескольких процентов до 70-80% в зависимости от типа и мощности облачного покрова; в среднем же оно 50-60%.
Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Также уходит в мировое пространство часть рассеянной радиации, около одной трети ее. Отношение этой уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающему в атмосферу, носит название планетарного альбедо Земли или просто альбедо Земли.
Планетарное альбедо Земли оценивается в 35-40%; по-видимому, оно ближе к 35%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.
Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
Кроме поглощения, прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется еще путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. При этом рассеяние радиации тем больше, чем больше содержит воздух аэрозольных примесей.
Рассеянием называется частичное преобразование радиации, имеющей определенное направление распространения (а такой именно и является прямая солнечная радиация, распространяющаяся в виде параллельных лучей), в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеяние происходит в оптически неоднородной среде, т. е. в среде, где показатель преломления меняется от точки к точке. Такой оптически неоднородной средой является атмосферный воздух, содержащий мельчайшие частички жидких и твердых примесей - капельки, кристаллы, ядра конденсации, пылинки. Но оптически неоднородной средой является и чистый, свободный от примесей воздух, так как в нем вследствие теплового движения молекул постоянно возникают сгущения и разрежения, колебания плотности. Таким образом, встречаясь с молекулами и посторонними частичками в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения, рассеиваются. Радиация распространяется от рассеивающих частичек таким образом, как если бы они сами были источниками радиации.
Около 25% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Правда, значительная доля рассеянной радиации также приходит к земной поверхности. Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации.
Во-первых, рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Поэтому приходится измерять ее приток на горизонтальную поверхность. Интенсивностью рассеянной радиации мы будем называть ее приток в калориях на один квадратный сантиметр горизонтальной поверхности в минуту.
Количество солнечной радиации зависит от угла падения лучей. Максимальное
количество радиации получает поверхность перпендикулярная направлению солнечных
лучей. При наклонном падении того же пучка лучистая энергия распространяется на
большую площадь и единица поверхности получает меньшее ее количество. Чем меньше
угол падения солнечных лучей, тем меньше интенсивность солнечной радиации.
Зависимость интенсивности соленчной радиации от угла падения выражается формулой:
Ii=I0 sin h, где
10 - солнечная постоянная,
11 - интенсивность солнечной радиации,
h - угол падения солнечных лучей.
Угол падения солнечных лучей 90 градусов только на экваторе. На остальных
широтах от меньше. Соответственно уменьшению угла падения лучей уменьшается и
интенсивность солнечной радиации по широтам.
На величину солнечной радиации влияет и атмосфера. Она поглощает и рассеивает
лучи, уменьшая интенсивность. Чем длиннее путь луча через атмосферу, тем больше он
теряет свою интенсивность. Поэтому с поднятием в горы интенсивность солнечной
радиации увеличивается. Общее ослабление радиации в атмосфере при любой высоте
Солнца выражается формулой Буге: Im=l0 pm, где
m - путь луча при высоте 90 градусов,
р - коэффициент прозрачности атмосферы,
Прозрачность атмосферы неодинакова в разных условиях. Она зависит от
содержания в воздухе влаги, пыли, от широты, времени года.
Солнечная радиация, достигшая поверхности Земли, частично отражается обратно в
атмосферу. Отношение радиации, отраженной от поверхности к попадающей на нее
называют альбедо. Альбедо выражается в % или долях от единицы и характеризует
отражательную способность поверхности.
4. Со́лнечная радиа́ция -электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца. Проходя сквозь атмосферу,солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозольными примесями к воздуху и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично же она поглощается молекулами атмосферных газов и примесями к воздуху 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. Часть рассеянной радиации также достигает земной поверхности,частично от нее отражается и частично ею поглощается.Другая часть рассеянной радиации уходит вверх,в межпланетное пространство.В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация,дошедшая до земной поверхности,изменена в сравнении с тем,что было на границе атмосферы.Интенсивность радиации уменьшается,а спектральный состав ее изменяется,так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному.В целом в атмосфере поглощается 15 – 20% радиации,приходящей от Солнца к Земле.В каждом отдельном месте поглощение меняется с течением времени в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций,главным образом водяного пара,облаков и пыли,так и от высоты солнца над горизонтом,т.е.от толщины слоя воздуха,проходимого лучами на пути сквозь атмосферу.Около 25% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию.Правда, значительная доля рассеянной радиации(2/3 ее)также приходит к земной поверхности.Радиация ослабляется в атмосфере путем поглощения и рассеяния пропорционально, во-первых, самой интенсивности радиации (чем она сильнее, тем больше будет потеряно при прочих равных условиях) и, во-вторых, количеству поглощающих и рассеивающих частиц на пути лучей. А это количество в свою очередь зависит от длины пути лучей сквозь атмосферу и от плотности воздуха.Различия в интенсивности радиации в полдень, в первую очередь, связаны с различиями в полуденной высоте солнца, которая зимой меньше, чем летом.Минимальная интенсивность в умеренных широтах приходится на декабрь, когда высота солнца меньше всего.Но максимальная интенсивность приходится не на летние месяцы, а на весенние. Дело в том, что весной воздух наименее замутнен продуктами конденсации и мало запылен.Летом запыление возрастает, а также увеличивается содержание водяного пара в атмосфере,что несколько уменьшает интенсивность радиации.
5.Солнечная радиация. Радиация прямая, рассеянная. Распределение суммарной радиации на земной поверхности.
Солнечная радиация – электромагнитное излучение Солнца, а также основной источник всех процессов и тепловой энергии на Земле. Прямая радиация - часть солнечной радиации, прошедшей через атмосферу земной поверхности не рассеившись. Рассеянная радиация - часть слнечной радиации, рассеиваемая атмосферой.Суммарная солнечная радиация вся солнеч.рад., поступающая на поверхность земли Q+q=прямая рад+рассеянная. Соотношение между прямой и рассеянной радиацией меняется , зависит от облачности, запыленности атмосферы, распределение на земле суммарной радиации позволяет проследить карты годовых, месячных величин. Наибольшее годовое кол-во радиации получает поверхность тропических внутриконтинентальных пустынь (В.Сахара,центральная часть Аравии). К экватору с.рад. снижается до 120160 ккал\кв см*год. В умеренных широтах поверхность получает 80-100, в Арктике 60-70, в Антарктиде 100. Распределение радиации носит зональных характер. Распределение солнечной радиации по земной поверхности зависит от географической широты места. От полюсов к экватору радиация увеличивается, ибо чем больше угол, под которым солнечные лучи падают на поверхность Земли, тем больше радиации она получает на единицу площади.
Географическое распределение суммарной радиации
Итак, рассмотрим распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной радиации по Земному шару. Мы видим, что оно не вполне зонально: изолинии (т. е. линии равных величин) радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по Земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность.
Годовые количества суммарной радиации (рис. 2) составляют в тропических и субтропических широтах свыше 140 ккал/см2. Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в северной Африке достигают 200-220 ккал/см2. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами Амазонки и Конго, над Индонезией) они снижены до 100-120 ккал/см2. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 60-80 ккал/см2. Но затем они снова растут - мало в северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 120-130 ккал/см2, т. е. величин, близких к тропическим и превышающих экваториальные. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей. В декабре (рис. 3) наибольшие суммы радиации, до 20- 22 ккал/см2 и даже выше, в пустынях южного полушария. Но в облачных районах у экватора они снижены до 8-12 ккал/см2. В зимнем северном полушарии радиация быстро убывает на север; к северу от 50-й параллели она менее 2 ккал/см2 и несколько севернее полярного круга равна нулю. В летнем южном полушарии она убывает к югу до 10 ккал/см2 и ниже в широтах 50-60°. Но затем она растет -до 20 ккал/см2 у берегов Антарктиды и свыше 30 ккал/см2 внутри Антарктиды, где она, таким образом, больше, чем летом в тропиках. В июне (рис. 4) наивысшие суммы радиации, свыше 22 ккал/см2, над северо-восточной Африкой, Аравией, Иранским нагорьем. До 20 ккал/см2 и выше они в Средней Азии; значительно меньше, до 14 ккал/см2, в тропических частях материков южного полушария. В облачных приэкваториальных областях они, как и в декабре, снижены до 8-12 ккал/см2. В летнем северном полушарии суммы радиации убывают от субтропиков к северу медленно, а севернее 50° с. ш. возрастают, достигая 20 ккал/см2 и более в Арктическом бассейне. В зимнем южном полушарии они быстро убывают к югу, до нуля за южным полярным кругом.
Наибольшее кол-во радиации-тропические, внутриконтинентальные пустыни (Сахара,Аравия). К экватору радиация снижается до 120-160кал/см2 в год.В умеренных широтах 80-100кал, Арктика 60-70кал,Антарктида-100кал/см2 в год. Распределение суммарной радиации по земной поверхности не строго зонально, так как она зависит от облачности и прозрачности атмосферы. В малооблачной тропической пустыне годовое количество суммарной радиации достигает 200—220 ккал/см2, в полярных странах ее значение падает до 60 ккал/см2.
6.Солнечная радиация на подстилающей поверхности. Альбедо. Поглощение и трансформация коротковолновой радиации в длинноволновую. Излучение ее поверхностью. Встречное излучение атмосферы. Эффективное излучение и закономерности их распределения. Тепловой (оранжерейный) эффект атмосферы.
Альбедо - отношение количества радиации, отраженной от пов-ти к кол-ву падающей на эту пов-ть радиации. Альбедо характеризует отраж. способность пов-ти и выражается дробью или в процентах. 1-L это коэффициент поглощения (противоположныый альбедо) или 100%-L. Альбедо з.п. зависит от ее состояния и св-в (цвет, влажность, шероховатость и др.). Наиб. отражат. способностью обладает свежевыпавший снег до 90% (0.9). Всякое тело, облад. температурой выше абсол.0(273 градуса) испускает лучистую энергию. Чем выше темпер. тела, тем короче длина волн испускаемых ими лучей. Раскаленное Солнце посылает в пространствокоротковолновую радиацию. Земная поверхность, поглощая ее, нагревается и становится источником излучения. Т.к. темп. з.п. не превышает неск. 10ков градусов - излучение Земли - длинноволновое, невидимое. Атмосфера, поглощая часть проходящей через нее с.рад., и больше половины земной, сама излучает энергию и в мировое пространство и к з.п.. Атмосферное излучение направленное к з.п. - встречное излучение (длинноволновое, невидимое). В атмосфере встречаются 2 потока длин. рад.: излуч. пов-ти и встречное излучение, разность между ними - эффективное излучение. Оно тем больше, чем выше температура излучающей пов-ти. Влажность воздуха и облака его сильно снижают. Вцелом для Земли эфф.излучение=46 ккал\кв см*год.Способность атмосферы пропускать коротковолновое излучение Солнца, прям+рассеян радиаию и задерживать длин.теплов.излучение Земли, называется оранжерейным эффектом. Благодаря ему ср темп з.п. +15градусов, при отсутствии атм. она была бы на 21-30 градусов ниже.
7.Радиационный баланс (остаточная радиация). Составляющие радиационного баланса. Радиационный баланс подстилающей поверхности, атмосферы и общий. Распределение радиационного баланса.
Земля получает с.рад. и одновременно отдает ее. Разность между приходом и расходом радиации - остаточная радиация или радиационный баланс. Рад. баланс Земли состоит из р.баланса подстилающей пов-ти и атмосферы: R=Q(1-L)-Iэф (рад баланспов-ти=сумм рад(коэф поглощ)-эфф излуч земли). Радиационный баланс состоит из коротковолновой и длинноволновой радиации. Он включает в себя следующие элементы, называемые составляющими радиационного баланса: прямая радиация, рассеянная радиация, отраженная радиация (коротковолновая), излучение земной поверхности, встречное излучение атмосферы. Энергетическая освещенность прямой радиации зависит от вы¬соты Солнца и прозрачности атмосферы и возрастает с увеличением высоты места над уровнем моря. Облака нижнего яруса обычно пол¬ностью или почти не пропускают прямую радиацию. ем больше высота Солнца и больше загрязненность атмосферы, тем больше поток рассеянной радиации. Суточный и годовой ход рассеянной радиации при ясном небе в общем соответствует ходу прямой радиации. Однако утром рас-сеянная радиация появляется еще до восхода Солнца, а вечером она еще поступает в период сумерек, т. е. после захода. В годо¬вом ходе максимум рассеянной радиации наблюдается летом. Сумму рассеянной и прямой радиации, падающей на го¬ризонтальную поверхность, называют суммарной радиацией.Она является основной составляющей радиа¬ционного баланса. Соотношение между прямой и рассеянной радиацией в составе суммарной радиации зависит от высоты Солнца, облачности и за¬грязненности атмосферы. Отношение отраженной части радиа¬ции к ко всей приходящей суммарной радиации называют от¬ражательной способностью, или альбедо. Альбедо поверхности зависит от ее цвета, шероховатости, влажности и других свойств.(свежий снег 80-95%,грязный снег 40-50%,темные почвы 5-15%). Излучение земной поверхности происходит непрерывно. Чем выше температура излучающей поверхности, тем интенсивнее ее излучение. Также непрерывно происходит излучение атмосферы, которая, поглощая часть солнечной радиации и излучения земной поверхности, сама излучает длинноволновую радиацию.Приход излучения атмосферы на земную поверхность состав¬ляет встречное излучение атмосферы.Распред.радиац.баланса в общем зонально. Тропические широты 140кал/см2 в год, Арктика 30кал. Распределение убывает от экватора.
8.Тепловой режим подстилающей поверхности и атмосферы. Тепловой баланс и его составляющие. Уравнение теплового баланса суши и водной поверхности. Зонально-региональный характер распределения температуры подстилающей поверхности.
Воздух нагревается в основном не солнечными лучами непосредственно, а за счет передачи ему тепла подстилающей поверхностью.Распространение тепла от деятельной поверхности зависит от состава подстилающего субстрата, и будет определяться его теплоемкостью и теплопроводностью. На поверхности материков подстилающим субстратом являются почвогрунты, в океанах (морях) – вода. Почвогрунты в общем обладают меньшей чем вода теплоемкостью-быстрее нагревается и быстро отдает тепло.Вода медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. К тому же солнечные лучи могут проникать на большую глубину, непосредственно нагревая более глубокие слои. Основные составляющие теплового баланса: Энергия, поступающая к поверхности Земли от Солнца(100%); Радиация, отражаемая атмосферой в межпланетное пространство(31%)-отражается облаками(24%) и рассеивается(7%). Радиация, поглощаемая атмосферой- поглощается облаками(1%),поглощается озоном(3%),поглощается водяным паром(13). Радиация, достигающая подстилающей поверхности (прямая + рассеянная)(52%).Из нее отражается подстилающей поверхностью за пределы атмосферы(4), поглощается подстилающей поверхностью(48).Из нее эффективное излучение(18), турбулентный теплообмен с атмосферой(8), затраты тепла на испарение(22%). Уравнение теплового баланса суши и водной поверхности:R=Q(1-α)-I; Ra-LE-P-B=0. Тепло по земной поверхности распределено зонально-регионально. Средняя многолетняя самая высокая температура (27° С) наблюдается не на экваторе, а на 10° с. ш. Эта наиболее теплая параллель называется термическим экватором. В июле термический экватор смещается на северный тропик, средняя температура на этой параллели равна 28,2° С, а в самых жарких районах она достигает 36° С. В январе термический экватор сдвигается в южное полушарие, но не так значительно, как в июле в северное. Самой теплой параллелью (26,7° С) в среднем оказывается 5° ю. ш., но самые жаркие районы находятся еше южнее, на материках Африки и Австралии (30 и 32° С).Падение температуры от экватора к полюсам неравномерное. В тропических широтах оно происходит очень медленно — на 1° широты летом 0,06—0,09, зимой 0,2—0,3° С. Вся тропическая зона в температурном отношении оказывается однородной. В умеренных широтах похолодание с широтой происходит быстрее, особенно зимой: в северном полушарии на 1,04, в южном — на 0,87° С на каждый градус широты. Температурный градиент значительно увеличивается, достигая максимума в узкой зоне севернее 40° с. ш. Здесь контрасты температур местами достигают 11 —12° С на 1000 км..Среднее распределение тепла, выраженное планетарным градиентом, направленным от экватора к полюсам, близкое к зональному, осложняется сезонными возмущениями, вызванными особенностями нагревания и охлаждения материков и океанов. В результате наблюдаются секторность в распределении тепла и сезонные ее изменения. В северном умеренном поясе ход январских изотерм очень сложен. Анализ изотерм выявляет следующее: а) в Атлантическом и Тихом океанах значительна адвекция тепла, связанная с циркуляцией атмо- и гидросферы: б) примыкающая к океанам суша — Западная Европа и Северо-Западная Америка — имеет высокую температуру (побережье Норвегии 0°С); в) огромный материк Азии сильно выхоложен; на нем замкнутые изотермы оконтуривают очень холодную область в Восточной Сибири, до —48° С; г) изотермы в Евразии идут не с запада на восток, а с северо-запада на юго-восток, показывая, что температуры падают в направлении от океана в глубь материка: через Новосибирск проходит та же изотерма, что и по Новой Земле (—18° С), на Аральском море так же холодно, как на Шпицбергене (—14°С); д) подобная картина, ьо в ослабленном виде наблюдается и в Северной Америке.Июльские изотермы идут прямолинейнее. Температурное поле Земли испытывает сезонные колебания, обусловленные поочередным нагреванием северного и южного полушарий. Это выражается в смещении термического экватора, смене зимы и лета в умеренных странах и в смене полярной но и полярного дня в высоких широтах. Сезонный контраст температур достигает максимума на широтах 50—70° с. ш. Испытывает сезонные колебания температур не только тропосфера, но и нижняя часть стратосферы; сезонные смещения температурного поля Земли относительно плоскости экватора являются одной из причин циркуляции атмосферы. Более материковое восточное полушарие (к северу от экватора) оказывается зимой холоднее западного (7 и 10°С), летом теплее (24 и 20°С).Значительная тепловая диссимметрия северного и южного полушарий. Лето северного материкового полушария (в июле 22°С) теплее лета южного (в январе 17°С), зима первого холод нее (8оС) второго (10°С), несмотря на то что в январе Зем. ближе к Солнцу, чем в июле.В распределении тепла по Земле отчетливо выражены Д; важнейшие закономерности; а) зональность, обязанная фигуре Земли, и б) секторность, обусловленная особенностями усвоения солнечного тепла океанами и материками. Для понимания закономерностей одной системы — атмосферы мы обязаны обращаться к ее взаимодействию с другими — гидро- и литосферой. Средняя годовая температура воздуха на уровне 2 м для всей Земли равна 14° С, январская 12°, июльская 16° С. Южное полушарие в годовом выводе холоднее северного. Средняя температура воздуха в северном полушарии 15,2° С, в южном 13,3° С. Более высокий тепловой уровень северного полушария объясняется диссимметрией циркуляции атмо- и гидросферы; она больше н правлена в северное полушарие. Средняя температура воздуха всей Земле совпадает приблизительно с температурой, наблюдав шейся около 40° с. ш. (около 14°С).
9.Типы годового хода температуры. Карты изотерм, изаномал. Термический экватор. Тепловые пояса.
Это типы среднего изменения температуры воздуха у земной поверхности в течение года. Различают:1) экваториальный — с небольшой годовой амплитудой (над океанами нередко меньше 1° и над материками 5—10°), двумя максимумами после равноденствий и двумя минимумами после солнцестояний;2) тропический — с амплитудой порядка 5° над океанами и 20° над сушей, максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния;3) умеренного пояса — с максимумом (в северном полушарии) в июле или августе и минимумом в январе или феврале (в морском климате позже, чем в континентальном), большой амплитудой, достигающей внутри материков 60° и более. Этот тип делится на подтипы: субтропический, собственно умеренный и субполярный;4) полярный — с очень большой, даже и в морских пунктах, годовой амплитудой, максимумом в июле — августе и минимумом в марте, ко времени появления солнца.Карта изотерм-карта распределения температуры на земной поверхности или на уровне моря, или на стандартном уровне в свободной атмосфере, или на изобарической поверхности с проведенными на ней изотермами(климатологическая карта,месячная или годовая, составленная по многолетним данным).Карта изаномал-карта отклонений метеорологического элемента от некоторого среднего значения, на которой проведены линии равных отклонений, или равных аномалий, — изаномалы. Это может быть: 1) карта отклонений средней величины элемента для некоторого промежутка времени (декада, месяц, сезон определенного года или весь год) от соответствующей многолетней средней; в этом случае употребляется еще синоним: карта аномалий; 2) карта отклонений многолетней средней месячной или годовой величины элемента в каждом пункте наблюдений от многолетней средней величины для соответствующего широтного круга. широтная полоса с наиболее высокими средними многолетними температурами воздуха у земной поверхности (26—27°C). В январе примерно совпадает с географическим экватором, в июле смещается к 20—25°с. ш. Тепловые пояса-зоны с определёнными температурными условиями, расположенные вдоль параллелей вокруг земного шара (иногда с разрывами). Выделяются в соответствии с установленными критериями: по положению на карте изотерм в некоторые месяцы, по числу месяцев года со ср. тем-рой в некоторых пределах (субтропический, умеренный, холодный и полярный тепловые пояса).
10.Изменение температуры воздуха с высотой. Адиабатический процесс. Инверсия температуры и ее типы. Заморозки.
В тропосфере температура воздуха с высотой понижается, как отмечалось, в среднем на 0,6 "С на каждые 100 м высоты. Однако в приземном слое распределение температуры может быть различным: она может и уменьшаться, и увеличиваться, и оставаться постоянной. Представление о распределении температуры с высотой дает вертикальный градиент температуры (ВГТ):
ВГТ = (/„ - /B)/(ZB -
где /н — /в — разность температур на нижнем и верхнем уровнях, °С; ZB — ZH- разность высот, м. Обычно ВГТ рассчитывают на 100 м высоты.
В приземном слое атмосферы ВГТ может в 1000 раз превышать средний для тропосфер
Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (летом больше, чем зимой) и времени суток (днем больше, чем ночью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его температура на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым посевом или лугом. Это обусловлено различиями в температурном режиме этих поверхностей (см. гл. 3).
В результате определенного сочетания этих факторов ВГТ вблизи поверхности в пересчете на 100 м высоты может составлять более 100 °С/100 м. В таких случаях и возникает тепловая конвекция.
Изменение температуры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днем и летом; если ВГТ = 0, то температура с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.
В зависимости от условий образования инверсий в приземном слое атмосферы их подразделяют на радиационные и адвективные.
1. Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днем. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ночные (летние) и зимние.
Ночные инверсии устанавливаются при ясной тихой погоде после перехода радиационного баланса через 0 за 1,0...1,5 ч до захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и перед восходом Солнца достигают наибольшей мощности. После восхода Солнца деятельная поверхность и воздух прогреваются, что разрушает инверсию. Высота слоя инверсии чаще всего составляет несколько десятков метров, но при определенных условиях (например, в замкнутых долинах, окруженных значительными возвышениями) может достигать 200 м и более. Этому способствует сток охлажденного воздуха со склонов в долину. Облачность ослабляет инверсию, а ветер скоростью более 2,5...3,0 м/с разрушает ее. Под пологом густого травостоя, посева, а также леса летом инверсии наблюдаются и днем.
Ночные радиационные инверсии весной и осенью, а местами и летом могут вызывать снижение температуры поверхности почвы и воздуха до отрицательных значений (заморозки), что вызывает повреждение многих культурных растений.
Зимние инверсии возникают в ясную тихую погоду в условиях короткого дня, когда охлаждение деятельной поверхности непрерывно увеличивается с каждым днем; они могут сохраняться несколько недель, немного ослабевая днем и снова усиливаясь ночью.
2. Адвективные инверсии образуются при адвекции (перемещении) теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающегося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные инверсии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего температуру выше О "С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега.
Адиабатический процесс – воздух, прогрев. Получив. Доп. Энергию, начинает подниматься, при этом он расширяется (без обмена с окр. Средой веществом и энергией). Если воздух не был насыщен R<100%, то температура понижается на 1 градус на 100 м высоты – сухоадиабатический градиент. Если воздух был насыщен R=100%, то температура падает на о,5 градусов на 100 м высоты – влажноадиабатический градиент.
Заморозки — понижения температуры ниже 0 °С в приземном слое воздуха или на почве вечером или ночью при положительной температуре днём. Заморозки наблюдаются весной или осенью, вследствие ночного охлаждения почвы.
Заморозки имеют место, когда в данный район приходит холодная воздушная масса, например арктического происхождения. Днём в припочвенном слое воздуха наблюдается положительная температура, которая опускается ниже нуля к ночи. Ночь должна быть тихая и ясная, когда эффективное излучение земной поверхности высоко, а турбулентность мала, что затрудняет перемешивание охлаждающегося припочвенного слоя воздуха с более тёплыми высокими слоями. Такая погода наблюдается во время антициклонов.
При заморозках наблюдается инверсия температуры, так как охлаждение воздуха происходит у земной поверхности.