Рациаонный баланс и тепловой режим атмосферы и их составляющие

⇐ ПредыдущаяСтр 14 из 27Следующая ⇒

адиационный баланс учитывает преобразование и поведение лучистой энергии Солнца при взаимодействии с атмосферой и подстилающей поверхностью, собственное излучение атмосферы и подстилающей поверхности.

Радиационный баланс подстилающей поверхности (на нижней границе атмосферы), атмосферы и системы Земля-атмосфера (на верхней границе атмосферы) является итоговой характеристикой всех радиационных процессов. То есть процессов, связанных с поступлением, уходом и взаимодействием оптического излучения с различными компонентами атмосферы и Земли.

Для радиационного баланса подстилающей поверхности R_n уравнение имеет вид

где и − потоки (или суммы за временной период) приходящей прямой и рассеянной радиации; Е₃ и Е_а - потоки (или суммы) противоизлучения земной поверхности и атмосферы; А % альбедо подстилающей поверхности.

Роль различных составляющих видна из рисунка, на котором представлены результаты наблюдений в пустынной местности вблизи Ташкента (42°с.ш., сентябрь).

Положительный баланс R_n в дневное время и отрицательный в ночное являются типичными для всех точек земного шара в летнее время. Зимой на севере и частично в умеренных широтах этот радиационных баланс остается отрицательным круглые сутки. К этой зоне относятся широты, на которых в полуденное время Солнце не поднимается выше 11°; т.е. в декабре граница зоны пролегает на 56°, в январе − 58°, в феврале − 66^○ с.ш.

Годовой ход характеризуется отчетливой широтной зависимостью, обусловленной большой высотой Солнца. В зоне от 40°с.ш. до 40°ю.ш. месячные значения радиационного баланса на суше и на море всегда положительные с максимумом в июле. В более высоких широтах и зимой радиационный баланс становится отрицательным с минимумом в декабре. По расчетам М.И. Будыко (1956 г.), средне-

годовая величина радиационного баланса земной поверхности в целом является положительной и равна 68 ккал/см²-год (90 Вт/м²).

Облачность изменяет не только приходную составляющую радиационного баланса (прямую и рассеянную радиацию), но и расходную (излучение подстилающей поверхности и отраженную радиацию). В результате увеличение облачности влечет за собой уменьшение положительных значений днем, а ночью уменьшение отрицательных.

Для радиационного баланса атмосферы уравнение отличается от предыдущего (для ) и имеет вид

Потоки противоизлучения земной поверхности и атмосферы

теперь составляют приходную часть баланса. Величина − поглощенная атмосферой (приходная) часть прямой и рассеянной радиации. Величина обозначает уходящее в мировое пространство излучение атмосферы и подстилающей поверхности. Она составляет расходную часть радиационного баланса атмосферы . Не все составляющие могут быть измерены непосредственно. Поэтому величина получается расчетным путем.

Радиационный баланс системы "Земля-атмосфера" определяется суммой

Величина для отдельных регионов может быть положительной или отрицательной, но для земного шара в целом она близка к нулю. Это объясняется тем, что тепловой режим земного шара в целом сохраняет состояние, близкое к стационарному.

Следовательно, положительный среднегодовой баланс подстилающей поверхности =90 Вт/м² уравновешивается отрицательным среднегодовым балансом такой же величины.

Тепловой режим атмосферы

Распределение температуры воздуха в атмосфере и непрерывные изменения этого распределения называют тепловым режимом атмосферы. Тепловой режим атмосферы является важнейшей характеристикой климата и определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой. Под окружающей средой при этом понимают космическое пространство, соседние массы или слои воздуха и особенно земную поверхность.

Теплообмен осуществляется, во-первых, радиационным путем, т.е. при собственном излучении из воздуха и при поглощении воздухом радиации Солнца, земной поверхности и других атмосферных слоев. Во-вторых, теплообмен осуществляется путем теплопроводности – молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы. В-третьих, передача тепла между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара.

Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить независимо от теплообмена, адиабатически. Такие изменения температуры, как известно, связаны с изменениями атмосферного давления, особенно при вертикальных движениях воздуха.

Непосредственное поглощение солнечной радиации в тропосфере мало; оно может вызвать повышение температуры воздуха всего на 0,5°С в день. Несколько большее значение имеет потеря тепла воздухом через длинноволновое излучение. Решающее значение для теплового режима атмосферы имеет теплообмен с земной поверхностью путем теплопроводности.

Тонкая пленка воздуха, непосредственно соприкасающегося с земной поверхностью, обмени-вается с нею теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Внутри атмосферы действует другая, более эффективная передача тепла – путем турбулентной теплопроводности. Перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев атмосферы в другие. Турбулентная теплопроводность увеличивает и передачу тепла от земной поверхности в воздух или обратно. Если, например, происходит охлаждение воздуха от земной поверхности, то путем турбулентности на место охладившегося воздуха непрерывно переносится более теплый воздух из вышележащих слоев. Этот процесс поддерживает разность температур между воздухом и поверхностью и, следовательно, процесс передачи тепла от воздуха к поверхности. Охлаждение воздуха непосредственно над земной поверхностью будет не так велико, как было бы при отсутствии турбулентной теплопроводности, но оно распространяется на более мощный слой атмосферы. В результате потеря тепла земной поверхностью оказывается больше, чем она была бы в отсутствие турбулентности.

Различают индивидуальные и локальные (местные) изменения температуры. Индивидуальными называют изменения температуры, происходящие в определенном количестве воздуха, сохраня-ющего свою целостность в процессе движения. Эти изменения происходят вследствие указанных выше процессов. Они характеризуют изменения теплового состояния данного определенного количества воздуха.

Локальными называют изменения температуры в некоторой точке внутри атмосферы с зафик-сированными географическими координатами и с неизменной высотой над уровнем моря. Любую метеорологическую станцию, не меняющую своего положения на земной поверхности, можно рассматривать в качестве такой точки. Температура в этой точке будет меняться не только в силу указанных индивидуальных изменений теплового состояния воздуха, но и вследствие непрерывной смены воздуха в данном месте, т.е. прихода воздуха из других мест атмосферы, где он имеет другую температуру.

Изменения температуры, связанные с адвекцией – с притоком в данное место новых воздушных масс из других частей земного шара, называют адвективными. Если в данное место притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла; если с более низкой – об адвекции холода.

Таким образом, локальное изменение температуры в зафиксированной географической точке зависит от индивидуальных изменений состояния воздуха и от адвекции воздуха иной температуры. Метеорологические приборы – термометры и термографы, неподвижно помещенные в том или ином месте, регистрируют именно локальные изменения температуры воздуха. Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру и, следовательно, остающемся в одной и той же массе воздуха, показывает индивидуальное изменение температуры в этой массе.

Дата добавления: 2018-06-27; просмотров: 548; Мы поможем в написании вашей работы!

Поделиться с друзьями:

⇐ Предыдущая 9 10 11 12 131415 16 17 18 Следующая ⇒

Мы поможем в написании ваших работ!