Земна поверхня, поглинаючи сонячну радіацію та нагріваючись, сама стає джерелом випромінювання тепла в атмосферу та через неї у світовий простір. Що температура поверхні, то вище випромінювання. Власне довгохвильове випромінювання Землі здебільшогозатримується у тропосфері, яка при цьому нагрівається та випромінює радіацію – противипромінювання атмосфери. Різниця між випромінюванням земної поверхні та противипромінюванням атмосфери називається ефективним випромінюванням.Воно показує фактичну втрату тепла поверхнею Землі та становить близько 20%.
Рис. 7.2. Схема середньорічного радіаційного та теплового балансу, (за К.Я. Кондратьєва, 1992)
Атмосфера на відміну земної поверхні більше випромінює, ніж поглинає. Дефіцит енергії компенсується приходом тепла від земної поверхні разом із водяною парою, а також за рахунок турбулентності (у процесі підйому нагрітого біля земної поверхні повітря). Температурні контрасти, що виникають між низькими і високими широтами, згладжуються за рахунок адвекції -перенесення тепла морськими та головним чином повітряними течіями від низьких широт до високих (рис. 7.2, права частина). Для загальногеографічних висновків важливими є також ритмічні коливання радіації через зміну пір року, оскільки від цього залежить тепловий режим конкретної місцевості. Відображувальні властивості земних покривів, теплоємність та теплопровідність середовищ ще більше ускладнюють перенесення теплової енергії та розподіл теплоенергетичних характеристик.
Зрівняння теплового балансу.Кількість тепла описується рівнянням теплового балансу, яке у кожного географічного району своє. Його найважливішим компонентом є радіаційний баланс земної поверхні. Сонячна радіація витрачається на нагрівання ґрунту та повітря (і води), випаровування, танення снігу та льоду, фотосинтез, ґрунтоутворювальні процеси та вивітрювання гірських порід. Оскільки для природи завжди характерна рівновага, рівність спостерігається між приходом енергії та її витратою, що виражається рівнянням теплового балансуземної поверхні:
де R- Радіаційний баланс; LE- тепло, що витрачається на випаровування води та танення снігу чи льоду (L- приховане тепло випаровування чи пароутворення; Е- швидкість випаровування чи конденсації); А -горизонтальне перенесення тепла повітряними та океанічними течіями або турбулентним потоком; Р -теплообмін земної поверхні із повітрям; В -теплообмін земної поверхні з ґрунтом та гірськими породами; F- Витрата енергії на фотосинтез; З- витрата енергії на ґрунтоутворення та вивітрювання; Q+q- Сумарна радіація; а- альбедо; I- Ефективне випромінювання атмосфери.
На частку енергії, що витрачається на фотосинтез та ґрунтоутворення, припадає менше 1% радіаційного бюджету, тому у рівнянні ці складові часто опускаються. Однак у реальності вони можуть мати значення, оскільки ця енергія має здатність акумулюватися і перетворюватися на інші види (перетворювана енергія). Маломощний, але тривалий (сотні мільйонів років) процес накопичення перетворюваної енергії вплинув на географічну оболонку. У ній накопичилося близько 11×10 14 Дж/м 2 енергії в розсіяній органічній речовині осадових породах, а також у вигляді кам'яного вугіллянафти, сланців.
Рівняння теплового балансу можна вивести для будь-якого географічного району та відрізка часу, враховуючи специфічність кліматичних умов та внесок компонентів (для суші, океану, районів з льодоутворенням, незамерзаючих та ін.).
Перенесення та розподіл тепла.Перенесення тепла від поверхні в атмосферу відбувається трьома шляхами: теплове випромінювання, нагрівання або охолодження повітря при контакті із сушею, випаровування води. Водяні пари, піднімаючись в атмосферу, конденсуються і утворюють хмари або випадають у вигляді опадів, а тепло, що виділяється при цьому, надходить в атмосферу. Поглинена атмосферою радіація та тепло конденсації водяної пари затримують втрату тепла земною поверхнею. Над посушливими районами цей вплив зменшується, і ми спостерігаємо найбільші добові та річні амплітуди температури. Найменші амплітуди температури притаманні океанічним районам. Як величезний резервуар, океан зберігає більше тепла, що послаблює річні коливання температури внаслідок високої питомої теплоємності води. Таким чином, на землі вода відіграє важливу роль як акумулятор тепла.
Структура теплового балансу залежить від географічної широти та типу ландшафту, який у свою чергу сам залежить від неї. Вона істотно змінюється як під час руху від екватора до полюсів, а й під час переходу з суші на море. Суша і океан розрізняються як за величиною поглиненої радіації, і характером розподілу тепла. В океані влітку тепло розповсюджується на глибину до кількох сотень метрів. За теплий сезон в океані накопичується від 1,3 10 9 до 2,5 10 9 Дж/м 2 . На суші тепло поширюється на глибину всього кількох метрів, і за теплий сезон тут накопичується близько 0,1×10 9 Дж/м 2 , що у 10-25 разів менше, ніж у океані. Завдяки великому запасу тепла океан взимку охолоджується менше, ніж суша. Розрахунки показують, що разовий вміст тепла в океані в 21 раз перевищує її надходження до земної поверхні загалом. Навіть у 4-метровому шарі океанічної води тепла у 4 рази більше, ніж у всій атмосфері.
До 80% енергії, що поглинається океаном, витрачається випаровування води. Це становить 12×10 23 Дж/м 2 на рік, що у 7 разів більше за аналогічну статтю теплового балансу суші. 20% енергії витрачається на турбулентний теплообмін з атмосферою (що також більше, ніж суші). Вертикальний теплообмін океану з атмосферою стимулює і горизонтальне перенесення тепла, завдяки чому воно частково виявляється на суші. У теплообміні океану та атмосфери бере участь 50-метровий шар води.
Зміна радіаційного та теплового балансу.Річна сума радіаційного балансу майже всюди Землі позитивна, крім льодовикових районів Гренландії та Антарктиди. Його середньорічні значення зменшуються у напрямку від екватора до полюсів, слідуючи закономірності розподілу сонячної радіаціїпо земній кулі (рис. 7.3). Радіаційний баланс над океаном більший, ніж над сушею. Це пов'язано з меншим альбедо водної поверхні, підвищеним вмістом вологи в екваторіальних і тропічних широтах. Сезонні зміни радіаційного балансу відбуваються на всіх широтах, але з різним ступенем виразності. У низьких широтах сезонність визначається режимом опадів, оскільки термічні умови мало змінюються. У помірних та високих широтах сезонність визначається термічним режимом: радіаційний баланс змінюється від позитивного влітку до негативного взимку. Негативний баланс холодного періоду року в помірних та полярних широтах частково компенсується за рахунок адвекції теплоти повітряними та морськими течіями з низьких широт.
Для збереження енергетичного балансу Землі має бути перенесення тепла у бік полюсів. Дещо менше з цього тепла переноситься океанічними течіями, решта атмосферою. Відмінності в нагріванні Землі зумовлюють її дії як географічної теплової машини, де відбувається передача тепла від нагрівача до холодильника. У природі цей процес реалізується у двох формах: по-перше, термодинамічні просторові неоднорідності формують планетарні системи вітрів та морських течій; по-друге, дані планетарні системи самі беруть участь у перерозподілі тепла та вологи на земній кулі. Таким чином, від екватора в напрямку до полюсів потоками повітря або океанічних течій переноситься тепло, а до екватора переносяться холодні повітряні або водні маси. На рис. 7.4 показане перенесення теплої поверхневої води в Атлантичному океані до полюса. Перенесення тепла до полюсів досягає максимуму близько широти 40° і стає рівним нулю у полюсів.
Приплив сонячної радіації залежить тільки від географічної широти, а й від пори року (табл. 7.4). Примітно, що в літній період до Арктики надходить тепла навіть більше, ніж на екватор, проте внаслідок високого альбедо арктичних морів льоду тут не тануть.
Розподіл температури.на горизонтальний розподілтемператури впливають географічне положення, рельєф, властивості та речовий склад підстилаючої поверхні, системи океанічних течійта характер атмосферної циркуляції у приземному та приводному шарах.
Рис. 7.3. Розподіл середньорічного радіаційного балансу на земній поверхні, МДж/(м 2 ×рік) (за С.П.Хромова та М.А.Петросянцу, 1994)
Рис. 7.4. Перенесення тепла у північній частині Атлантичного океану, °С(за С. Нешиба, 1991). Заштриховані райони, де поверхневі води тепліші, ніж у середньому океаном. Цифри позначають об'ємні переноси води (млн м 3 /с), стрілки - напрямок течій, жирна лінія - Гольфстрім
Таблиця 7.4. Сумарна радіація, що надходить на земну поверхню (Н. І. Єгоров, 1966)
Щоб правильно оцінювати ступінь нагрівання та охолодження різних земних поверхонь, розраховувати випаровування на , визначати зміни вологозапасу у ґрунті, розробляти методи прогнозування замерзання, а також оцінювати вплив меліоративних робіт на кліматичні умовиприземного шару повітря, необхідні дані про тепловий баланс земної поверхні.
Земна поверхня безперервно отримує і втрачає тепло в результаті впливу різноманітних потоків короткохвильової та довгохвильової радіації. Поглинаючи більшою чи меншою мірою сумарну радіацію і зустрічне випромінювання, земна поверхня нагрівається і випромінює довгохвильову радіацію, а отже, втрачає тепло. Величиною, що характеризує втрату тепла земного
поверхнею є ефективне випромінювання. Воно дорівнює різниці між власним випромінюванням земної поверхні та зустрічним випромінюванням атмосфери. Оскільки зустрічне випромінювання атмосфери завжди дещо менше земного, то ця різниця позитивна. Вдень ефективне випромінювання перекривається поглиненою короткохвильовою радіацією. Вночі, за відсутності короткохвильової сонячної радіації, ефективне випромінювання знижує температуру земної поверхні. У хмарну погоду через збільшення зустрічного випромінювання атмосфери ефективне випромінювання набагато менше, ніж у ясну. Менше та нічне охолодження земної поверхні. У середніх широтах земна поверхня втрачає через ефективне випромінювання приблизно половину тієї кількості тепла, яку вони одержують від поглиненої радіації.
Прихід та витрата променистої енергії оцінюють величиною радіаційного балансу земної поверхні. Він дорівнює різниці між поглиненим та ефективним випромінюванням, від нього залежить тепловий стан земної поверхні - її нагрівання або охолодження. Вдень майже весь час позитивний, тобто прихід тепла перевищує витрати. Вночі радіаційний баланс негативний і дорівнює ефективному випромінюванню. Річні значення радіаційного балансу земної поверхні, крім найвищих широт, всюди позитивні. Цей надлишок тепла витрачається на нагрівання атмосфери шляхом турбулентної теплопровідності, на випаровування, на теплообмін із глибшими шарами ґрунту чи води.
Якщо розглядати температурні умови за тривалий період (рік або краще за кілька років), то земна поверхня, атмосфера окремо і система «Земля - атмосфера» перебувають у стані теплової рівноваги. Їхня середня температура з року в рік мало змінюється. Відповідно до закону збереження енергії можна вважати, що алгебраїчна сума потоків тепла, що приходять на земну поверхню і відходять від неї дорівнює нулю. Це і рівняння теплового балансу земної поверхні. Його сенс у тому, що радіаційний баланс земної поверхні врівноважується нерадіаційною передачею тепла. У рівнянні теплового балансу, як правило, не враховуються (через їх невелику кількість) такі потоки, як тепло, що переноситься випадаючими опадами, витрата енергії на фотосинтез, прихід тепла від окислення біомаси, а також витрата тепла на танення льоду або снігу, прихід тепла від замерзання води.
Тепловий баланс системи «Земля - атмосфера» за тривалий період також дорівнює нулю, тобто Земля як планета знаходиться в тепловій рівновазі: сонячна радіація, що приходить на верхню межу атмосфери, врівноважується радіацією, що йде в космос, з верхньої межі атмосфери.
Якщо прийняти атмосфери, що приходить на верхню межу, за 100%, то з цієї кількості 32% розсіюється в атмосфері. З них 6% йде назад у світовий простір. Отже, до земної поверхні як розсіяної радіації надходить 26%; 18% радіації поглинається озоном, аерозолями та йде на нагрівання атмосфери; 5% поглинається хмарами; 21% радіації йде в космос внаслідок відбиття від хмар. Таким чином, радіація, що приходить до земної поверхні, становить 50%, з яких на частку прямої радіації припадає 24%; 47% поглинається земною поверхнею, а 3% радіації, що приходить, відбивається назад у світовий простір. В результаті з верхньої межі атмосфери до космічного простору йде 30% сонячної радіації. Цю величину називають планетарним альбедо Землі. Для системи «Земля атмосфера» через верхню межу атмосфери йде назад у космос 30% відбитої та розсіяної сонячної радіації, 5% земного випромінювання і 65% випромінювання атмосфери, т. е. лише 100%.
Різниця між поглиненою сонячною радіацією та ефективним випромінюванням становить радіаційний баланс, або залишкову радіацію земної поверхні (В). Радіаційний баланс, середній для поверхні Землі, можна записати як формули B = Q * (1 – А) - Е еф чи B = Q - R k – E еф. На малюнку 24 показано приблизне відсоткове співвідношення різних видів радіації, що беруть участь у радіаційному та тепловому балансі. Очевидно, що поверхня Землі поглинає 47% від радіації, що надійшла на планету, а ефективне випромінювання становить 18%. Таким чином, радіаційний баланс, середній на поверхні всієї Землі, позитивний і становить 29%.
Рис. 24. Схема радіаційного та теплового балансів земної поверхні (за К. Я. Кондратьєвим)
Розподіл радіаційного балансу по земній поверхні відрізняється значною складністю. p align="justify"> Пізнання закономірностей цього розподілу виключно важливо, оскільки під впливом залишкової радіації формується температурний режим підстилаючої поверхні і тропосфери і в цілому клімат Землі. Аналіз карт радіаційного балансу земної поверхні протягом року (рис. 25) призводить до наступним выводам.
Річна сума радіаційного балансу поверхні Землі майже всюди позитивна, крім крижаних плато Антарктиди і Гренландії. Його річні величини зонально та закономірно зменшуються від екватора до полюсів відповідно до головного чинника – сумарної радіації. Причому різниця величин радіаційного балансу між екватором і полюсами значніша за різницю величин сумарної радіації. Тому зональність радіаційного балансу виражена дуже яскраво.
Наступна закономірність радіаційного балансу – зростання його за переході з суші на Океан з розривами і змішаннями ізоліній вздовж берега. Ця особливість краще" виражена в екваторіально-тропічних широтах і поступово згладжується до полярних. Більший радіаційний баланс над океанами пояснюється меншим альбедо води, особливо в екваторіально-тропічних широтах, і зниженим ефективним випромінюванням внаслідок нижчої температури поверхні Океану і значного вмісту вологи повітря. Внаслідок підвищених величин радіаційного балансу і великої площі Океану на планеті (71%) саме йому належить провідна роль тепловому режимі Землі, а різниця в радіаційному балансі океанів і материків обумовлює їх постійний і глибокий взаємовплив один на одного на всіх широтах.
Рис. 25. Радіаційний баланс земної поверхні протягом року [МДж/(м 2 Хгод)] (за З. П. Хромову і М. А. Петросянцу)
Сезонні зміни радіаційного балансу в екваторіально-тропічних широтах невеликі (рис. 26, 27). Наслідком є невеликі коливання температури протягом року. Тому сезони року визначаються там не перебігом температур, а річним режимом опадів. У позатропічних широтах відбуваються якісні зміни радіаційного балансу від позитивних до негативних значень протягом року. Влітку на великих просторах помірних і частково високих широт величини радіаційного балансу значні (наприклад, у червні на суші біля Північного полярного кола вони такі ж, як у тропічних пустелях) і коливання його широтами порівняно невеликі. Це відбивається на температурному режимі і на ослабленні міжширотної циркуляції у період. Взимку великих просторах радіаційний баланс негативний: лінія нульового радіаційного балансу найхолоднішого місяця проходить над сушею приблизно вздовж 40° широти, над океанами – вздовж 45°. Різна термобарична обстановка призводить до активізації атмосферних процесів в помірних і субтропічних широтних зонах. Негативний радіаційний баланс взимку в помірних та полярних широтах частково компенсується припливом тепла з повітряними та водними масами з екваторіально-тропічних широт. На відміну від низьких широт в помірних і високих широтах сезони року зумовлені насамперед термічними умовами, що залежать від радіаційного балансу.
Рис. 26. Радіаційний баланс земної поверхні за червень [10 2 МДж/(м 2 х М ес.) |
У горах усіх широт розподіл радіаційного балансу ускладнений впливом висоти, тривалістю снігового покриву, інсоляційною експозицією схилів, хмарністю та ін. та інших факторів.
Атмосфера Землі має власний радіаційний баланс. Надходження радіації в атмосферу здійснюється за рахунок поглинання як короткохвильової сонячної радіації, так і довгохвильового земного випромінювання. Витрачається радіація атмосферою при зустрічному випромінюванні, яке повністю компенсується земним випромінюванням, і за рахунок радіації. За розрахунками фахівців, радіаційний баланс атмосфери є негативним (-29%).
У цілому нині радіаційний баланс поверхні та атмосфери Землі дорівнює 0, т. е. Земля перебуває у стані променистого рівноваги. Однак надлишок радіації на поверхні Землі та нестача її в атмосфері змушують поставити запитання: чому ж при надлишку радіації поверхня Землі не випікається, а атмосфера при її нестачі не замерзає до температури абсолютного нуля? Справа в тому, що між поверхнею Землі та атмосферою (як і між поверхнею та глибинними шарами Землі та води) існують нерадіаційні способи передачі тепла. Перший – це молекулярна теплопровідність та турбулентний теплообмін (Я), у процесі яких здійснюється нагрівання атмосфери та перерозподіл у ній тепла по вертикалі та по горизонталі. Нагріваються також глибинні шари землі та води. Другий – активний теплообмін, який відбувається при переході води з одного фазового стану до іншого: при випаровуванні тепло поглинається, а при конденсації та сублімації водяної пари відбувається виділення прихованої теплоти пароутворення (LE).
Саме нерадіаційні способи передачі тепла врівноважують радіаційні баланси земної поверхні та атмосфери, приводячи і той і інший до нуля та не допускаючи перегріву поверхні та переохолодження атмосфери Землі. Земна поверхня втрачає 24% радіації в результаті випаровування води (а атмосфера відповідно стільки ж отримує за рахунок подальшої конденсації та сублімації водяної пари у вигляді хмар та туманів) та 5% радіації при нагріванні атмосфери від земної поверхні. У сумі це становить ті самі 29% радіації, які надмірні на земній поверхні і яких бракує атмосфери.
Рис. 27. Радіаційний баланс земної поверхні за грудень [10 2 МДж/(м 2 х М ес.)]
Рис. 28. Складові теплового балансу земної поверхні вдень (по С. П. Хромову)
Алгебраїчна сума всіх приходів та витрат тепла на земній поверхні та в атмосфері називається тепловим балансом; радіаційний баланс є, таким чином, найважливішою складовою теплового балансу. Рівняння теплового балансу земної поверхні має вигляд:
B - LE - P±G = 0,
де В – радіаційний баланс земної поверхні, LE – витрата тепла на випаровування (L – питома теплота випаровування, £ – маса води, що випарувалася), Р – турбулентний теплообмін між підстилаючою поверхнею та атмосферою, G – теплообмін з підстилаючою поверхнею (рис. 28). Втрата тепла поверхнею на нагрівання діяльного шару вдень і влітку майже повністю компенсується його надходженням назад із глибин до поверхні вночі та взимку, тому середня багаторічна річна температура верхніх шарів ґрунту та води Світового океану вважається постійною і G практично для будь-якої поверхні можна вважати рівною нулю. Тому в багаторічному виведенні річний тепловий баланс поверхні суші та Світового океану витрачається на випаровування та теплообмін між підстилаючою поверхнею та атмосферою.
Розподіл теплового балансу по поверхні Землі відрізняється більшою складністю, ніж радіаційного, через численні фактори, що впливають на нього: хмарності, опадів, нагрівання поверхні та ін. На різних широтах значення теплового балансу відрізняються від 0 в той чи інший бік: у високих широтах негативний, а низьких – позитивний. Нестача тепла у північних і південних полярних областях компенсується перенесенням його з тропічних широт головним чином за допомогою океанічних течій та повітряних мас, тим самим між різними широтами земної поверхні встановлюється теплова рівновага.
Тепловий баланс атмосфери записується так: -B + LE + P = 0.
Очевидно, що теплові режими поверхні і атмосфери Землі, що взаємодоповнюють один одного, врівноважують один одного: всю сонячну радіацію, що надходить на Землю (100%), врівноважують втрати радіації Землі за рахунок відображення (30%) і випромінювання (70%), тому в цілому теплової баланс Землі, як і радіаційний, дорівнює 0. Земля знаходиться в променистій і тепловій рівновазі, і будь-яке порушення може призвести до перегріву або охолодження нашої планети.
Характер теплового балансу та його енергетичний рівень визначають особливості та інтенсивність більшості процесів, що відбуваються в географічній оболонці, і насамперед термічний режим тропосфери.
Тепловий баланс Землі, атмосфери та земної поверхні За багаторічний період тепловий баланс дорівнює нулю, тобто Земля знаходиться в тепловій рівновазі. I – короткохвильова радіація, II – довгохвильова радіація, III – нерадіаційний обмін.
Електромагнітна радіація Радіація чи випромінювання - це форма матерії, відмінна від речовини. Окремим випадком радіації є видиме світло; але до радіації відносяться також і промені, що не сприймаються оком, промені, рентгенівські промені, ультрафіолетова та інфрачервона радіоція, радіохвилі, в тому числі і телевізійні.
Характеристики електромагнітних хвиль Радіація поширюється по всіх напрямках від джерела випромінювача у вигляді електромагнітних хвиль зі швидкістю світла у вакуумі близько 300 000 км/с. Довжина хвилі – відстань між сусідніми максимумами (або міні умами). м Частота коливань це число коливань за секунду.
Довжини хвиль Ультрафіолетова радіація – довжина хвиль від 0,01 до 0,39 мкм. Вона невидима, тобто не сприймається оком. Видимий світло, що сприймається оком, довжини хвиль 0, 40 0, 76 мкм. Хвилі близько 0, 40 мкм – фіолетовий колір, хвилі близько 0, 76 мкм – червоний. Між 0, 40 та 0, 76 мкм знаходиться світло всіх кольорів видимого спектру. Інфрачервона радіація – хвилі > 0,76 мкм і до кількох сотень мкм невидимі людським оком. У метеорології прийнято виділяти короткохвильову та довгохвильову радіації. Короткохвильової називають радіацію в діазоні довжин хвиль від 0, 1 до 4 мкм. п
Довжина хвиль При розкладанні білого світла призмою в безперервний спектр кольору в ньому поступово переходять один в інший. Прийнято вважати, що в деяких межах довжин хвиль (нм) випромінювання мають такі кольори: 390 - 440 - фіолетовий 440 - 480 синій 480 - 510 - блакитний 510 - 550 - зелений 550 - 575 жовто зелений 585 - 5 630-770 – червоний
Сприйняття довжин хвиль Око людини має найбільшу чутливість до жовтозеленого випромінювання з довжиною хвилі близько 555 нм. Розрізняють три зони випромінювання: синьо-фіолетова (довжина хвиль 400-490 нм), зелена (довжина 490-570 нм) червона (довжина 580-720 нм). Ці зони спектра є також зонами переважної спектральної чутливості приймачів ока та трьох шарів кольорової фотоплівки.
ПОГЛАЩЕННЯ СОНЯЧНОЇ РАДІАЦІЇ В АТМОСФЕРІ В атмосфері поглинається близько 23% прямої сонячної радиації. д Поглинання вибіркове: різні гази поглинають радіацію в різних щ ділянках спектру і різного ступеня. Азот поглинає R дуже малих довжин хвиль в ультрафіолетовій частині спектру. Енергія сонячної радіації у цій ділянці спектра зовсім незначна, тому поглинання азотом мало відбивається на потоці сонячної радіації. Кисень поглинає більше, але теж дуже мало – у двох вузьких ділянкахвидимої частини спектру та в ультрафіолетовій частині. Озон поглинає ультрафіолетову та видиму сонячну радиацію. В атмосфері його дуже мало, але він настільки сильно поглинає ультрафіолетову радіацію у верхніх шарах атмосфери, що в сонячному спектрі біля земної поверхні хвилі коротше 0,29 мкм взагалі не спостерігаються. Про її поглинання сонячної радіації озоном досягає 3% пря щм сонячної радіації.
ПОГЛИНЕННЯ СОНЯЧНОЇ РАДІАЦІЇ В АТМОСФЕРІ СО 2 – сильно поглинає в інфрачервоному спектрі, але його вміст в атмосфері дуже мало, тому поглинання ним прямої сонячної радіації загалом невелике. Водяна пара основний поглинач радіації, зосереджений у тропосфері. Поглинає радіацію у видимій та ближній інфрачервоній областях спектру. Хмари та атмосферні домішки (аерозольні частинки) поглинають н сонячну радіацію у різних частинах спектру залежно від складу домішок. Водяна пара та аерозолі поглинають близько 15%, хмари 5% радіації.
Тепловий баланс Землі Розсіяна радіація проходить через атмосферу та розсіюється молекулами газів. Такий радіації 70% у полярних широтах та 30% у тропіках.
Тепловий баланс Землі 38% розсіяної радіації повертається до космосу. Вона надає блакитного кольору небу і дає розсіяне освітлення до і після заходу Сонця.
Тепловий баланс Землі Пряма + розсіяна = сумарна R 4% відбивається атмосферою 10% відбивається земною поверхнею 20% перетворюється на теплову енергію 24% витрачається на нагрівання повітря Загальні втрати тепла через атмосферу становлять 58% від усього, що надійшло
Адвекція повітря Перенесення повітря у горизонтальному напрямку. Можна говорити про адвекцію: повітряних мас, тепла, водяної пари, моменту руху, вихору швидкості і т.д.
АЛЬБЕДО 1. У широкому сенсі - відбивна здатність поверхні: водної, рослинної (ліс, степ), ріллі, хмар тощо. буд. 35%, свіжого снігу - 50 - 75% і більше. 2. Альбедо Землі - відсоткове ставлення сонячної радіації, відбитої земною кулею разом із атмосферою у світовий простір, до сонячної радіації, що надійшла кордон атмосфери. А = О/П Віддача радіації Землею відбувається шляхом відбиття від земної поверхні та хмар довгохвильової, а також розсіювання прямої короткохвильової радіації атмосферою. Найбільшу відбивну здатність (85%) має снігова поверхня. Альбедо Землі складає близько 42%
Наслідки інверсії При припиненні нормального процесу конвекції відбувається забруднення нижнього шару атмосфери Зимовий дим у місті Шанхай, чітко видно межу вертикального розповсюдження повітря
Температурна інверсія Опускання холодного повітря утворює стійкий стан атмосфери. Дим із труби не може подолати повітряну масу, що опускається.
Хід тиску повітря. 760 мм тр. ст. = 1033 р. Па Добовий перебіг атмосферного тиску
Вода в атмосфері Загальний об'єм 12 – 13 тис. км3 водяної пари. Випаровування з поверхні океану 86 % Випаровування з поверхні материків 14 % Кількість водяної пари зменшується з висотою, але інтенсивність цього процесу залежить від: температури та вологості поверхні, швидкості вітру та атмосферного тиску
Характеристики вологості атмосфери Вологість повітря – вміст водяної пари у повітрі. Абсолютна вологість повітря – вміст водяної пари (г) на 1 м 3 повітря або її тиск (мм рт. ст.) Відносна вологість – ступінь насичення повітря водяною парою (%)
Характеристики вологості атмосфери Максимальне вологонасичення – межа вмісту водяної пари у повітрі при даній температурі. Точка роси – температура, при якій водяна пара, що міститься в повітрі, насичує її (τ)
Характеристики вологості атмосфери Випаровування - фактичне випаровування з даної поверхні при даній температурі Випаровування - максимально можливе випаровування при даній температурі
Характеристики вологості атмосфери Над водною поверхнею випаровування дорівнює випаровуваності, над сушею – значно менше. За високої температури абсолютна вологість збільшується, відносна – залишається незмінною, якщо немає достатньої кількості води.
Характеристики вологості атмосфери У холодному повітрі при невисокій абсолютній вологості відносна може досягати 100%. При досягненні точки роси випадають опади. У холодному кліматі навіть за дуже незначних величин відносної вологості.
Причини зміни вологості повітря 1. ЗОНАЛЬНІСТЬ Абсолютна вологість зменшується від екватора (20 – 30 мм) до полюсів (1 – 2 мм). Відносна вологість змінюється мало (70 – 80%).
Причини зміни вологості повітря 2. Річний хід абсолютної вологості відповідає ходу температур: що тепліше, то вище
МІЖНАРОДНА КЛАСИФІКАЦІЯ Хмар Хмари діляться на 10 основних форм (родів) на вигляд. В основних пологах розрізняють: види, різновиди та ін особливості; а також проміжні форми. ж Хмарність вимірюється в балах: 0 – безхмарно; 10 – небо повністю затягнуте хмарами.
МІЖНАРОДНА КЛАСИФІКАЦІЯ хмар Роди хмар Російська назва Латинська назва I Перисті Cirrus (Ci) II Перисто-купчасті Cirrocumulus (Cc) III Перисто-шаруваті Cirrostratus (Cs) IV Високо-купчасті Altocumulus (Ac) V Високошарові Altostratus (As) VI Шарувато-дощові Nimbostratus (Ns) VII Шару- VIII Шаруваті Stratus (St) IX Кучові Cumulus (Cu) X Кучово-дощові Cumulonimbus (Cb) Висота ярусу H = 7 - 18 км H = 2 - 8 км H = до 2 км
Хмари нижнього ярусу. Шарово-дощові хмари мають таке ж походження, як і високошарові. Проте їхній шар кілька кілометрів. Ці хмари знаходяться у нижньому, середньому та часто верхньому ярусах. У верхній частині вони складаються з дрібних крапель і сніжинок, у нижній можуть містити великі краплі та сніжинки. Тому шар цих хмар має темно-сірий колір. Сонце та місяць крізь нього не просвічують. З шарувато дощових хмар, як правило, випадає облоговий дощ або сніг, що досягає земної поверхні.
Хмари середнього ярусу Високо-купчасті хмари – хмарні пласти або гряди білого чи сірого кольору (або одночасно й того й іншого). Це досить тонкі облаки, що більш-менш затіняють сонце. Пласти або гряди складаються з плоских валів, дисків, пластин, часто розташованих рядами. У них виникають оптичні явища – вінці, іризація – райдужне забарвлення країв хмар, спрямованих до сонця. Іріза вказує на те, що висококупні хмари складаються з дуже дрібних однорідних крапель, як правило, переохолоджених.
Хмари середнього ярусу Оптичні явища у хмарах Високо-купчасті хмари Вінці у хмарах Іризація хмар Гало
Хмари верхнього ярусу Це найвищі хмари тро осфери, що утворюються при найнижчих температурах і складаються з крижаних кристалів, мають білий колір, напівпрозорі і мало затінюють сонячне світло.
Фазовий склад хмар Водяні (краплинні) хмари складаються тільки з крапель. Вони можуть існувати не тільки за позитивних температур, а й за негативних (- 100 С і нижче). У цьому випадку краплі перебувають у переохолодженому стані, що в атмосферних умовах цілком звичайно. в Змішані хмари, що складаються з суміші переохолоджених ка ель п і крижаних кристалів. Вони можуть існувати, як правило, при температурах від -10 до -40°С. Крижані (кристалічні) хмари, що складаються тільки з крижаних кристалів. Вони переважають, як правило, при температурах нижче 30°С
Земля отримує тепло, поглинаючи короткохвильову сонячну радіацію в атмосфері, особливо на земній поверхні. Сонячна радіація є практично єдиним джерелом надходження тепла в систему «атмосфера-земля». Інші джерела тепла (тепло, що виділяється при розпаді радіоактивних елементів усередині Землі, гравітаційне тепло та ін.) в сумі дають лише одну п'ятитисячну частку того тепла, яке надходить на верхню межу атмосфери від сонячної радіації Sо і при складанні рівняння теплового балансу їх можна не враховувати .
Втрачається тепло з короткохвильовою радіацією, що відходить у світовий простір, що відбилася від атмосфери Soa і від земної поверхні SОП, і за рахунок ефективного випромінювання земною поверхнею довгохвильової радіації Ее і випромінювання атмосфери Еa.
Таким чином, на верхній межі атмосфери тепловий баланс Землі як планети складається з променистого (радіаційного) теплообміну:
SO - Soa - Sоп - Eе - Еa = ?Sе, (1)
де? Se, зміна тепломістку системи «атмосфера - Земля» за період часу?
Розглянемо доданки цього рівняння за річний період. Потік сонячної радіації за середньої відстані Землі від Сонця приблизно дорівнює 42,6-10° Дж/(м2-год). З цього потоку на Землю надходить кількість енергії, що дорівнює добутку сонячної постійної I0 на площу поперечного перерізу Землі рR2, тобто I0 рR2, де R - середній радіус Землі. Під впливом обертання Землі ця енергія розподіляється по всій поверхні земної кулі, що дорівнює 4рR2. Отже, середнє значення потоку сонячної радіації на горизонтальну поверхню Землі без урахування послаблення її атмосферою становить Iо рR2/4рR3 = Iо/4, або 0,338 кВт/м2. За рік на кожен квадратний метр поверхні зовнішнього кордону атмосфери в середньому надходить близько 10,66-109 Дж, або 10,66 ГДж сонячної енергії, Т. е. Iо = 10,66 ГДж / (м2 * рік).
Розглянемо витратну частину рівняння (1). Сонячна радіація, що поступила на зовнішній кордон атмосфери, частково проникає в атмосферу, а частково відбивається атмосферою і земною поверхнею у світовий простір. За новітніми даними середнє альбедо Землі оцінюється в 33%: воно складається з відбиття від хмар (26%) та відбиття від підстилаючої поверхні (7:%). Тоді відбита хмарами радіація Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 ГДж / (м2 * рік), земною поверхнею - SОП = 10,66 * 0,07 = 0,75 ГДж / (м2 * рік) і загалом Земля відбиває 3,52 ГДж/(м2*год).
Земна поверхня, нагріта в результаті поглинання сонячної радіації, стає джерелом довгохвильового випромінювання, що нагріває атмосферу. Поверхня будь-якого тіла, що має температуру вище за абсолютного нуля, безперервно випромінює теплову енергію. Не є винятком земна поверхня та атмосфера. Відповідно до закону Стефана - Больцмана інтенсивність випромінювання залежить від температури тіла п його променевипускальної здатності:
E = вуТ4, (2)
де Е-інтенсивність випромінювання, або власне випромінювання, Вт/м2; в -променевипускальна здатність тіла щодо абсолютно чорного тіла, для якого в = 1; у - стала Стефана - Больцмана, рівна 5,67 * 10-8 Вт / (м2 * К4); Т - абсолютна температура тіла.
Значення для різних поверхонь коливаються від 0,89 (гладка водна поверхня) до 0,99 (густа зелена трава). У середньому для земної поверхні приймають рівним 0,95.
Абсолютні температури земної поверхні укладені між 190 і 350 К. При таких температурах радіація, що випускається, має довжини хвиль 4-120 мкм і, отже вся вона інфрачервона і не сприймається оком.
Власне випромінювання земної поверхні - Е3, розраховане за формулою (2), дорівнює 12,05 ГДж / (м2 * рік), що на 1,39 ГДж / (м2 * рік), або на 13% перевищує сонячну радіацію, що надійшла на верхню межу атмосфери S0. Така велика віддача радіації земною поверхнею призводила б до швидкого її охолодження, якби цьому не перешкоджав процес поглинання сонячної та атмосферної радіації поверхнею Землі. Інфрачервона земна радіація, або власне випромінювання земної поверхні, в інтервалі довжин хвиль від 4,5 до 80 мкм інтенсивно поглинається. У свою чергу, водяні пари атмосфери також випромінюють невидиму інфрачервону радіацію, більша частина якої спрямована вниз до земної поверхні, а решта йде у світовий простір. Атмосферну радіацію, яка надходить до земної поверхні, називають зустрічним випромінюванням атмосфери.
З зустрічного випромінювання атмосфери земна поверхня поглинає 95% його величини, так як за законом Кірхгофа променевипускальна здатність тіла дорівнює його променепоглинальної здатності. Таким чином, зустрічне випромінювання атмосфери є для земної поверхні важливим джерелом тепла на додачу до поглиненої сонячної радіації. Прямому визначенню зустрічне випромінювання атмосфери піддається і розраховується непрямими методами. Поглинене земною поверхнею зустрічне випромінювання атмосфери Eзa = 10,45 ГДж / (м2 * рік). По відношенню до S0 воно становить 98%.
Зустрічне випромінювання завжди менше земного. Тому земна поверхня втрачає тепло за рахунок позитивної різниці між власним та зустрічним випромінюванням. Різниця між власним випромінюванням земної поверхні та зустрічним випромінюванням атмосфери називають ефективним випромінюванням (Ее):
Ее = Ез - Езa (3)
сонячний теплообмін земний
Ефективне випромінювання є чистою втратою променистої енергії, а отже, і тепла із земної поверхні. Це тепло, що йде в космос, становить 1,60 ГДж/(м2 *рік), або 15% від атмосфери сонячної радіації, що надійшла на верхню межу (на рис. 9.1 стрілка Ез). В помірних широтах земна поверхня втрачає через ефективне випромінювання приблизно половину тієї кількості тепла, яку вона отримує від поглинутої радіації.
Випромінювання атмосфери носить складніший характер, ніж випромінювання земної поверхні. По-перше, за законом Кірхгофа енергію випромінюють лише ті гази, які її поглинають, тобто водяна пара, вуглекислий газ та озон. По-друге, випромінювання кожного з цих газів має складний виборчий характер. Оскільки вміст водяної пари з висотою зменшується, то найбільш випромінюючі шари атмосфери лежать на висотах 6 - 10 км. Довгохвильове випромінювання атмосфери світовий простір Еa=5,54 ГДж/(м2*год), що становить 52% від припливу сонячної радіації до верхньої межі атмосфери. Довгохвильове випромінювання земної поверхні і атмосфери, що надходить у космос, називається радіацією ЕУ, що йде. У сумі вона дорівнює 7,14 ГДж / (м2 * рік), або 67% від припливу сонячної радіації.
Підставляючи в рівняння (1) знайдені значення Sо, Sоа, Sоп, Ее і Еа, отримаємо - ?Sз = 0, тобто радіація, що йде разом з відбитою і розсіяною короткохвильовою радіацією Sоз компенсують приплив сонячної радіації до Землі. Інакше кажучи, Земля разом із атмосферою втрачає стільки ж радіації, скільки отримує, отже, перебуває у стані радіаційного рівноваги.
Теплова рівновага Землі підтверджується багаторічними спостереженнями за температурою: середня температура Землі з року в рік змінюється мало, а від одного багаторічного періоду до іншого залишається майже незмінною.