Термични процеси в атмосферата - studopediya

За процеси климата образуващ включва топлообмен, хидроложкия цикъл и атмосферната циркулация.

Топлообмен осигурява атмосфера на топлинна обработка и зависи от радиация баланс, т.е. Притоци на топлина пристигането на земната повърхност (под формата на лъчиста енергия) и излиза от нея (лъчиста енергия, погълната от Земята се превръща в топлина).

Слънчева радиация - електромагнитно излъчване поток, идващ от слънцето. На върха на интензитета на атмосфера (индукция) на слънчевата радиация е равно на 8,3 J / (ст2 / мин). Количеството топлина, което излъчва черно 1 cm 2 повърхност 1 минута при перпендикулярно падане на слънчева светлина, се нарича слънчева константа (1,98 кал / см 2 / мин). Слънчевата константа, въпреки името си, не остава постоянна. Той варира поради промени в разстоянието Слънце - Земя в своята орбита на Земята.

Размерът на слънчевата радиация, получена от Земята зависи от:

2) от ъгъла на падане на слънчевата светлина върху повърхността на Земята, което на свой ред зависи от географската ширина, височина на слънцето над хоризонта (промяна през деня и сезона), естеството на релефна повърхност на земята;

3) превръщане на лъчиста енергия в атмосферата (разсейване, абсорбция, отразяване обратно в пространството) и на земята. Средната албедото на Земята - 43%.

Тя абсорбира около 17% от радиация; озон, кислород, азот абсорбира главно къси вълни на ултравиолетова светлина, водна пара и въглероден диоксид - ifrakrasnuyu дълговълнова радиация. Атмосфера разсейва 28% от радиация; излиза на повърхността на 21%, 7% отива в космоса. Частта от радиация, която достига до повърхността на земята от всички небосклон, се нарича дифузна радиация. РЕЗЮМЕ разсейване е, че частицата абсорбира от самия електромагнитна вълна става светлинен източник, излъчващ и излъчва същите вълни, които попадат върху него. Въздушните молекули са много малки, размерът е сравнима с дължината на вълната на синята част на спектъра. В чист въздух преобладава молекулна дисперсия, следователно небе цвят - синьо. Когато прашен въздух цвят небе става белезникав. Цвят на Sky зависи от примесите в атмосферата. На по-високо съдържание на водни пари, разпространяване на червените лъчи на небето придобива червеникав оттенък. Тъй като разсеяна радиация, свързани явления полумрак белите нощи, тъй като след залез слънце на горните слоеве на атмосферата на хоризонта все още продължават да бъдат обхванати.

Горната граница на облаците да отразяват около 24% от радиацията. Следователно, на повърхността като поток лъчи подходящи за около 31% от слънчевата радиация, получени в горната граница на атмосферата, той се нарича директно излъчване. Количеството на директен и разсеяна радиация (52%) nazyvaetsyasummarnoy радиация. Съотношението между пряко и дифузно лъчение варира в зависимост от капака на облак, мъгла и височината на слънце. Общият брой на слънчевата радиация върху разпределението на повърхността на земята на площ. Най-високата обща слънчева радиация е 840-920 кДж / cm 2 на година се наблюдава в тропическите ширини на Северното полукълбо (SP), което се обяснява с по-малък облак и висока прозрачност на въздуха. На екватора, общата радиация се намалява до 580-670 кДж / cm 2 годишно, поради високата облак и загуба на прозрачност, поради високата влажност. В умерените ширини общия радиационен количество 330-500 кДж / cm 2 годишно в полярните ширини - 250 кДж / cm 2 годишно, а в Антарктика поради големия височината и малък континент влажност на въздуха е малко по-голям.

Общо слънчева радиация, получена в земната повърхност, е частично отразява обратно. Съотношението на отразената радиация с общата, изразено в проценти, се нарича албедо. Албедо характеризира отразяващата способност на повърхността и зависи от неговия цвят, съдържание на влага и други свойства.

Най-високата отразяваща способност е паднала сняг - до 90%. Албедо пясък 30-35%, трева - 20%, широколистни гори - 16-27%, бор - 6-19%; чернозем сух албедо е 14%, мокро - 8%. Албедо като планета Земя е определено да бъде 35%.

Усвояването радиация, самата Земя се превръща в източник на радиация. Топлинното излъчване на Земята - радиация Земята - е най-дълго вълна, защото дължина на вълната зависи от температурата: колкото по-висока от температурата на излъчваща тялото, толкова по-кратък от дължината на вълната на лъчите, излъчвани от тях. Радиацията загрява атмосферата на повърхността на земята и тя започва да излъчва радиация в пространството (брояч атмосферно радиация) и земната повърхност. Counter-дължина на вълната излъчване на атмосферата, също. В атмосферата, има две дълговълнов поток радиация - радиация повърхност (наземна радиация) и излъчване на атмосферата. Разликата между тях, определяне на действителната топлинна загуба на земната повърхност, наречена ефективно излъчване се насочва в пространство, като наземно излъчване повече. По-ефективно излъчване през деня и през лятото, тъй като Това зависи от повърхността на отопление. Ефективно излъчване зависи от влажността на въздуха, по-водната пара в капчици въздух или вода, по-малко радиация (така през зимата в облачно време винаги горещо от ясно). Като цяло, ефективно излъчване на Земята е равна 190 кДж / cm 2 годишно (в по-голямата тропическа пустиня - 380 най-малката в полярните ширини - 85 кДж / cm 2 годишно).

Земята в същото време получава радиация и го освобождава. Разликата между получените и изразходвани от радиация се нарича излъчване баланс, iliostatochnoy радиация. Parish повърхност радиация баланс на общата радиация (Q) и насрещен атмосферно радиация. Дебит - отразената радиация (Rk) и наземно излъчване. Разликата между земята и атмосферата радиация контра-лъчи - ефективното излъчване (£ EFF) има знак минус и част от потока на излъчване баланс:

Балансът на радиация е разпределена zonally: намалява от екватора към полюсите. Най-високата радиация баланс характерни екваториалните ширини и е 330-420 кДж / cm 2 годишно в тропиците го намалява до 250-290 кДж / cm 2 годишно (обяснява с увеличение на ефективното излъчване), в умерените ширини радиация баланс е намалена до 210-85 кДж / cm 2 годишно в полярен географска ширина от стойността му клони към нула. Обща характеристика на радиация баланс във факта, че над океаните на всички географски ширини над радиация баланс при 40-85 кДж / cm 2, защото албедо вода и по-малко ефективни океан радиация.

Входящият част на радиация баланс на атмосферата (Rb) представлява ефективно излъчване (£ EFF) и абсорбира слънчевата радиация (RP), определени разходи част атмосферно радиация, оставяйки пространство (Еа):

Излъчвателен баланс на атмосферата е отрицателна, и повърхността - положително. Резюме радиация баланс на атмосферата и земната повърхност е нула, т.е. Земята е в състояние на радиационното равновесие.

Топлинен баланс - алгебричната сума на топлинния поток, идващ към земната повърхност под формата на радиация баланс и да го остави. Тя се състои от повърхността на баланса на топлина и атмосферата. Входящият част на топлинния баланс на земната повърхност е радиация баланс в потока - разходите за топлина изпаряване на топлина от земната атмосфера, за нагряване на почвата. Потребената топлинна енергия като фотосинтезата, образуването на почвата, но тези разходи не надвишават 1%. Трябва да се отбележи, че през океаните струва повече топлина за изпаряване, в тропическите ширини - от отопление атмосфера.

Топлинният баланс на атмосфера входяща част от топлината, освободена при кондензацията на водна пара, и се предава от повърхността на атмосферата; потребление се състои от отрицателен радиационен баланс. Топлинният баланс на атмосферата и земната повърхност е нула, т.е. Земята е в състояние на термично равновесие.

Топлинния режим на земната повърхност. Директна слънчева светлина затопля земната повърхност, и вече от него - в атмосферата. Повърхността на получаване и излъчваща топлина се нарича активна повърхност. Режимът на температура на повърхността разпределени дневни и годишната промяна на температурата. Дневните изменението на промяната на температурата на повърхностната температура на повърхността през деня. Циркадния вариант на температура земната повърхност (сухо и лишени от растителност), характеризиращ се с един от около 13 часа максимум и минимум един - преди изгрев. През деня температури земната повърхност максимуми може да достигне 80 0 ° С в субтропиците, и около 60 0 ° С в умерените ширини.

Разликата между максималната и минималната дневна температура повърхност е дневна температура амплитуда. Дневната температура в амплитудата лятото може да достигне 40 0 ​​° С през зимата, най-ниската амплитуда дневни температури - до 10 0 С

Годишната амплитуда повърхност температура, равна на разликата между максималната и минималната температура средни стойности; Той се увеличава с географската ширина, поради увеличаване на слънчевата радиация ценности трептения. Най-голямата амплитуда ценности годишна температура достигне континента; на океаните и брега на морето е много по-малко. Най-малката годишна диапазона от температури, наблюдавани в екваториалните ширини (2-3 0), най-големият - в под-Arctic ширини на континенти (60 0).

Топлинния режим на атмосферата. Атмосферен въздух е леко нагрява от пряка слънчева светлина. защото въздушна възглавница свободно преминава слънчеви лъчи. Атмосферата се нагрява от основната повърхност. Топлината се прехвърля чрез конвекция в атмосферата, и адвекция на кондензация на водната пара. слоеве на въздух, отопление на почвата да станат по-леки и се движат нагоре и охладител следователно трудно въздух пада. В резултат на термична конвекция е нагряващи високо въздушни слоеве. втори процес за пренос на топлина - адвекция - хоризонтален трансфер въздух. Роля адвекция е пренос на топлина от ниско до високо ширини, през зимата, топлината се предава от океаните до континенти. Кондензацията на водната пара - важната процеса на осъществяване на висока температура трансфер слоеве на атмосферата - топлината на изпарение е съставен от повърхността на изпаряване, чрез кондензация в атмосфера на това се освобождава топлина.

Температурата се понижава с височина. промяна на температурата на въздуха на единица разстояние се нарича вертикална температурен градиент, е равна на средно от 0,6 до 100 m 0, обаче, процесът на това намаление в различните слоеве на тропосферата варира :. височина 0.3-0.4 0 до 1.5 km ; 0.5-0.6 - между височините на 1.5-6 км; 0.65-0.75 - от 6 на 9 км, а 0,5-0,2 - от 9 до 12 km. Повърхностният слой (2 m дебелина) градиенти изчислява на 100 м, при стотици градуса. Температурата на въздуха нараства варира адиабатно. Адиабатен процес - процес промени температурата на въздуха по време на неговото вертикално движение без топлообмен с околната среда (в единична маса, без топлообмен с други течности).

В описано разпределението на температурата във вертикалните често наблюдавани изключения. Това се случва, че горните слоеве на въздуха по-топло, отколкото в долната, в близост до земята. Това явление се нарича инверсия температура (температура се увеличава с височина). В повечето случаи, инверсия е следствие на силно охлаждане на повърхностния слой на въздуха, причинено от силното охлаждане на повърхността на земята по време на ясни нощи тих, за предпочитане през зимата. При здрав студен въздух маса бавно се стича по склона и застой в депресии, депресии и т.н. Инверсии могат да се образуват и при преместване от топло масата на въздуха в студените райони, тъй като нагрят въздух inleakage студена основната повърхност на долните слоеве забележимо охладен (компресия инверсия).