Procese termice în atmosferă - studopediya

Pentru procesele de formare a climei includ schimb de căldură, ciclul hidrologic si circulatia atmosferica.

Schimbul de căldură oferă o atmosferă de tratament termic și depinde de echilibrul de radiație, adică Afluenții de a ajunge la suprafața pământului (sub formă de energie radiantă) de căldură și de a ne îndepărta de ea (energia radiantă absorbită de Pământ este transformată în căldură).

Radiația solară - fluxul de radiații electromagnetice provenite de la soare. Deasupra intensității atmosferei (densitatea de flux) a radiației solare este egală cu 8,3 J / (cm2 / min). Cantitatea de căldură care radiază negru suprafață de 1 cm2 1 min la o incidență perpendiculară a luminii solare, este numita constanta solara (1,98 cal / cm2 / min). Constanta solară, în ciuda numelui său, nu rămâne constantă. Aceasta variază datorită schimbărilor în distanța Soare - Pământ pe orbita sa a Pământului.

Cantitatea de radiații solare primite de Pământ depinde de:

2) unghiul de incidență a luminii solare pe suprafața pământului, care depinde, la rândul său la latitudinea geografică, înălțimea soarelui deasupra orizontului (schimbare în timpul zilei și anotimpurilor), natura reliefului de suprafață a pământului;

3) conversia energiei radiante în atmosferă (împrăștiere, absorbție, reflecție înapoi în spațiu), cât și pe teren. Albedo medie a Pământului - 43%.

Acesta a absorbit aproximativ 17% din radiații; ozon, oxigen, azot absorb în principal unde scurte lumina ultravioleta, vapori de apă și dioxid de carbon - ifrakrasnuyu radiație longwave. Atmosfera risipește 28% din radiație; vine la suprafața de 21%, 7% merge în spațiu. Partea din radiatia care ajunge la suprafața pământului de orice întindere a cerului, se numește radiație difuză. REZUMAT imprastiere este că particula absoarbe o undă electromagnetică sine devine sursă de lumină și emite emițătoare de aceleași valuri care cad pe ea. Moleculele de aer sunt foarte mici, dimensiunea este comparabilă cu lungimea de undă a părții albastre a spectrului. In aer pur predomina dispersia moleculară, deci culoarea cerului - albastru. Când prăfuit culoarea cerului de aer devine albicioasă. Culoarea Sky depinde de impuritățile din atmosferă. La un conținut ridicat de vapori de apă, difuzând razele roșii ale cerului capătă o nuanță roșiatică. Deoarece radiațiile fenomenelor asociate împrăștiate amurg nopți albe, din moment ce după apusul soarelui pe atmosfera superioară orizont încă mai continuă să fie acoperite.

Limita superioară a norilor reflectă aproximativ 24% din radiații. În consecință, la suprafață ca un flux de raze potrivite pentru aproximativ 31% din radiația solară primită la limita superioară a atmosferei, este numită radiație directă. Cantitatea de radiație nazyvaetsyasummarnoy radiație directă și dispersate (52%). Raportul dintre radiația directă și difuză variază în funcție de stratul de nori, ceata și înălțimea soarelui. radiația solară totală de distribuție suprafața pământului a zonei. Cea mai înaltă radiație solară totală este de 840-920 kJ / cm2 pe an, se observă în latitudini tropicale din emisfera nordică (SP), care se explică printr-un nor mic și transparență ridicată a aerului. La ecuator, radiația totală este redusă la 580-670 kJ / cm2 pe an, din cauza norului de mare și pierderea de transparență din cauza umidității ridicate. În latitudinile temperate cantitatea totală de radiație de 330-500 kJ / cm2 pe an, în latitudinile polare - 250 kJ / cm2 pe an, și în Antarctica, din cauza înălțimii mari și umiditatea continentală mici este puțin mai mare.

radiația solară totală primită la suprafața pământului, este reflectată parțial înapoi. Raportul radiației reflectate în total, exprimat în procente, este numit albedo. Albedo caracterizează reflectivitatea suprafeței și depinde de culoarea, conținutul de umiditate și de alte proprietăți.

Cea mai mare reflectivitatea a scăzut de zăpadă - până la 90%. Albedo nisip 30-35%, iarbă - 20%, pădure de foioase - 16-27%, pin - 6-19%; Albedoul uscat cernoziom este de 14%, umed - 8%. Albedo ca planeta Pământ este determinată să fie de 35%.

Absorbind radiații, Pământul însuși devine o sursă de radiații. Radiația termică a Pământului - radiația Pământului - este valul lung, deoarece lungime de undă depinde de temperatura: cu cât temperatura corpului radiant, mai scurta lungimea de undă a razelor emise de acestea. Radiația încălzește atmosfera de suprafața pământului și ea începe să emită radiații în spațiu (radiații contra atmosferice) și la suprafața pământului. radiații Counter-lungime de undă a atmosferei, de asemenea. In atmosfera, există două radiație longwave flux - suprafața de radiație (radiație terestră) și radiație a atmosferei. Diferența dintre ele, determinând pierderea de căldură reală a suprafeței Pământului, numită radiația efectivă este direcționată în spațiu, așa cum radiații terestre mai mult. radiații mai eficiente în timpul zilei și în timpul verii, deoarece Aceasta depinde de suprafața de încălzire. radiația efectivă depinde de umiditatea aerului, vapori de apă în picăturile de aer sau de apă, mai puțin radiația (deci în timpul iernii, în vreme tulbure întotdeauna mai cald decât în ​​clar). În general, radiația efectivă Pământului este egală 190 kJ / cm2 pe an (în cele mai multe desert tropicale - 380 cea mai mică în latitudinile polare - 85 kJ / cm2 pe an).

Pământul în același timp primește radiații și o elibereaza. Diferența dintre primită și cheltuită de radiații este numit echilibru radiații, radiații iliostatochnoy. Parish echilibru radiație suprafața totală a radiației (Q) și o radiație contra atmosferic. Flow - radiația reflectată (Rk) și radiații terestre. Diferența dintre pământ și atmosfera de radiație contra razelor - radiația efectivă (£ eff) are semnul minus și o parte a fluxului în balanța de radiație:

Soldul radiații este distribuit anumite zone: scade de la ecuator la poli. Cele mai inalt echilibru radiatie latitudini ecuatoriale specifice și este 330-420 kJ / cm2 pe an la tropice se scade la 250-290 kJ / cm2 pe an (explicată printr-o creștere a radiației efective), în latitudinile temperate echilibru radiații este redus la 210-85 kJ / cm2 pe an polar latitudinile valoarea sa se apropie de zero. O trăsătură comună a echilibrului radiațiilor în faptul că peste oceane la toate latitudinile deasupra balanței de radiație la 4085 kJ / cm2, deoarece apă albedo și ocean radiație mai puțin eficace.

Partea de intrare a soldului de radiație a atmosferei (Rb) constituie radiație efectivă (£ eff) și radiația solară absorbită (Rp), radiația atmosferică parte a cheltuielilor definite, lăsând un spațiu (Ea):

Soldul radiativ al atmosferei este negativ, iar suprafața - pozitivă. Rezumatul balanței de radiație a atmosferei și suprafața pământului este zero, adică Pământul se află într-o stare de echilibru radiativ.

echilibru termic - suma algebrică a fluxului de căldură care vine la suprafața pământului sub formă de echilibru radiații și lăsându-l. Se compune din suprafața echilibrului termic și atmosfera. Partea de intrare a echilibrului termic al suprafeței pământului este echilibrul radiațiilor în fluxul - costurile de evaporare a căldurii, la căldura produsă de atmosfera Pământului, pentru încălzirea solului. Consumat de căldură ca fotosinteza, formarea solului, dar aceste costuri nu depășesc 1%. Trebuie remarcat faptul că peste oceane costă mai mult de căldură pentru evaporare, în latitudini tropicale - prin atmosfera de încălzire.

Echilibrul termic al atmosferei parte de intrare a căldurii degajate în condensarea vaporilor de apă, și transmise de la suprafață în atmosferă; consumul este alcătuit dintr-un sold negativ de radiații. Echilibrul termic al atmosferei și suprafața pământului este zero, adică Pământul se află într-o stare de echilibru termic.

Regimul termic al suprafeței Pământului. Lumina directă a soarelui încălzește suprafața pământului, și deja de la ea - atmosfera. Suprafața care primește căldură și radiază se numește suprafață activă. Modul de temperatură Suprafața alocată variația diurnă și anuală a temperaturii. Variația diurn modificarea temperaturii a temperaturii suprafeței suprafață- în timpul zilei. Variația circadiană suprafeței terenului de temperatură (uscat și lipsit de vegetație), caracterizată prin una din aproximativ 13 ore maxim și un minim - înainte de răsărit. Timpul zilei suprafata maxima temperaturi teren poate ajunge la 80 0 C în subtropicale, și aproximativ 60 0 C în latitudini temperate.

Diferența dintre suprafața de temperatură minimă zilnică maximă și este amplitudinea zilnică a temperaturii. Temperatura zilnică în amplitudine de vară poate ajunge la 40 0 ​​C în timpul iernii, temperaturile zilnice mai mici de amplitudine - până la 10 0 C.

Temperatura suprafeței anuale de amplitudine egală cu diferența dintre temperaturile minime medii și maxime; Aceasta crește cu latitudinea, datorită unei creșteri a valorilor radiației solare oscilații. Cea mai mare amplitudine Valorile temperaturii anuale ajunge la continente; privind oceanele și coasta mării este mult mai puțin. Cea mai mica gama anuala a temperaturilor observate la latitudini ecuatoriale (2-3 0), cea mai mare - în latitudinile sub-arctice pe continentele (60 0).

Regimul termic al atmosferei. Aerul atmosferic este ușor încălzit de lumina directă a soarelui. pentru că sac de aer trece liber razele solare. Atmosfera este încălzită de suprafața de dedesubt. Căldura transferată prin convecție în atmosferă, iar advecția de condensare a vaporilor de apă. straturi de aer, de încălzire a solului pentru a deveni mai ușoare și pentru a muta în sus, iar aerul mai rece, prin urmare, mai greu cade în jos. Ca rezultat, prin convecție termică este o încălzire straturi de aer ridicat. Al doilea proces de transfer termic - advectiei - transferul de aer orizontal. Rolul advectie este transferul de căldură de la mic la latitudini înalte, în timpul iernii, căldura este transferată de la oceane continentele. Condensarea vaporilor de apă - un important proces de realizare a unei temperaturi ridicate de transfer straturi ale atmosferei - căldura de evaporare se desprind din suprafața de evaporare, prin condensare într-o atmosferă de această căldură este eliberată.

Temperatura scade cu altitudinea. schimbarea temperaturii aerului pe unitatea de distanță se numește un gradient de temperatură pe verticală, este egală cu o medie de 0,6 la 100 m 0, cu toate acestea, procesul acestei scăderi în diferitele straturi ale troposferei variază :. înălțime de 0,3-0,4 0 la 1.5 km ; 0,5-0,6 - între altitudini de 1,5-6 km; .65-.75 - 6 - 9 km și 0,5-0,2 - de la 9 la 12 km. Stratul de suprafață (2 m grosime) gradienti calculat la 100 m, de la sute de grade. Temperatura aerului în creștere variază în adiabatic. proces adiabatic - proces schimbările de temperatură a aerului în timpul mișcării sale verticale, fără nici un schimb de căldură cu mediul înconjurător (într-o singură masă, fără schimb de căldură cu alte fluide).

În distribuția temperaturii descrise în excepțiile verticale adesea observate. Se întâmplă ca straturile superioare ale aerului mai cald decât inferior, adiacentă terenului. Acest fenomen se numește inversiune de temperatură (temperatura creste cu inaltime). In majoritatea cazurilor, inversiunea este o consecință a puternicei răcirea stratului de suprafață a aerului cauzată de puternică răcirea suprafeței pământului în timpul nopți clare liniștit, de preferință, în timpul iernii. Când masa robust aer rece curge încet de-a lungul pantei și stagnează în depresii, depresii, etc. Inversiuni poate fi format și atunci când se deplasează din masa de aer cald în regiunile reci, deoarece inleakage aerul încălzit de suprafață suport rece a straturilor sale inferioare răcite sensibil (inversare de compresie).