Географическая оболочка

В умеренном поясе отражательная  способность земной поверхности  усиливает разницу между сезонами года. В сентябре-марте Солнце стоит  на одинаковой высоте над горизонтом, но март холоднее сентября, так как солнечные лучи отражаются от снежного покрова. Появление осенью сначала желтых листьев, а затем инея и временного снега увеличивает альбедо и снижает температуру воздуха. Устойчивый снежный покров, вызванный низкой температурой, ускоряет выхолаживание и дальнейшее снижение зимних температур.

9.2.4 Теплоизлучение земной поверхности и атмосферы

Все участки географической оболочки – поверхность морей и океанов, почва, лесные массивы, снежники и ледники, нагретые солнечной радиацией выше абсолютного нуля, обладают собственным излучением. Теплоизлучение земной поверхности представляет собой длинноволновую радиацию. При температуре выше 15⁰ С (средняя температура воздуха в северном полушарии на высоте 2 м от земной поверхности составляет 15,2⁰ С) теплоизлучение равно 0,42 кВт/м² х мин (0,6 кал/см² х мин). Холодные тела излучают тепла меньше, а теплые тела излучают больше.

Земное излучение нагревает  воздух. Нагретая атмосфера сама отдает тепло, одна часть которого идет вверх  и теряется в межпланетном пространстве, вторая часть – идет вниз к Земле, навстречу земному излучению и называется встречным излучением. При средней величине собственного излучения земной поверхности 0,42 кВт/м² х мин (0,6 кал/см² х мин) встречное излучение в среднем равно 0,2 кал/ см² х мин.

Разница между собственным излучением тепла и встречным излучением атмосферы называется эффективным  излучением. Его значение и выражает действительный поток тепла от Земли  или воды к атмосфере. В отдельных случаях может наблюдаться поток тепла и от атмосферы к Земле; например, при поступлении морского теплого воздуха на холодную поверхность зимой. Встречное излучение показывает роль атмосферы в тепловом режиме географической оболочки. 

Молекулы газов воздуха практически свободно пропускают коротковолновые солнечные лучи. На земной поверхности лучистая энергия превращается в длинноволновую тепловую. Переменная часть атмосферы – водяной пар, углекислый газ, капельки воды и другие взвеси – поглощают длинноволновые тепловые лучи, усиливая встречное излучение. В ясные ночи встречное излучение составляет 70 % от прямого, а в пасмурные достигает 100 %. Свойство атмосферы пропускать солнечные лучи к Земле и задерживать тепловое излучение называется оранжерейным, или тепловым эффектом.

Величина эффективного излучения  зависит от следующих факторов:

1. Температура почвы или воды. Чем температура почвы или воды выше, тем больше тепла они теряют излучением. В жаркий летний день и земля, и вода много излучают тепла в воздух и температура его повышается. Теплый воздух дает больший и встречный поток. Возрастает и общий уровень эффективного излучения. Ночью, например, когда нагревание почвы и воды прекращается, уменьшается и их излучение. Перед рассветом оно становится совсем незначительным. Соответственно и понижается и температура воздуха.
2. Влажность воздуха. Водяной пар улавливает длинноволновое излучение и удерживает тепло. Влажная атмосфера посылает к Земле значительный встречный поток, эффективное излучение уменьшается. По этой причине во влажных климатах и при влажной погоде ночи не бывают так холодны, как в сухую погоду, и в странах с сухим климатом.
3. Туманы и облака. Капли воды туманов и облаков действуют, как и водяной пар, но в еще большей степени. Ночи при туманной и облачной погоде бывают обычно теплыми.
4. Близость или удаленность крупных водоемов. Водная масса, будучи теплоемкой, дольше, чем суша, удерживает тепло. Увеличением влажности, образованием облаков и туманов водоемы снижают эффективное излучение. По этой причине наибольшая потеря тепла зимой и ночью и, следовательно, резкие колебания ночной и дневной температур свойственны сухим внутриматериковым странам – Центральной и Средней Азии, Восточной Сибири и Антарктиде.
5. Абсолютная высота местности. В горах, например, с уменьшением плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффективное излучение.
6. Растительность. Мощный растительный покров, особенно леса, снижают эффективное излучение. В пустынях встречное излучение резко увеличивается.
7. Характер почво-грунтов. Мощные и рыхлые почвы дольше удерживают и больше излучают тепло; каменистые почвы и особенно пески пустынь скорее его теряют и быстро остывают.

9.2.5 Радиационный баланс земной поверхности

Сложный и противоречивый процесс  прихода и расхода солнечного радиационного тепла поверхностью земного шара выражается радиационным балансом – результатом двух противоположных по направленности процессов: прихода и расхода тепла.

В приходную часть бюджета входят прямая радиация Q , рассеянная радиация В и встречное излучение А. Расход (Е) состоит из отраженной радиации С и излучения земной поверхности И:

R = Q + D + E  - C – И.

Если включить эффективное излучение  I , то формула примет следующий вид:

R =   Q + D – I – C.

Есть и другие формулы для  выражения радиационного баланса:

R = Q  (1-a) – I,  где

Q – суммарная радиация, а – альбедо.

Радиационный баланс может быть положительным, когда приход тепла  больше расхода, нулевым, когда они  уравновешиваются, и отрицательным, когда потеря тепла (расход)  больше прихода.

Суточный ход радиационного  баланса. С восходом Солнца начинается приход радиационного тепла и земная поверхность постепенно нагревается и повышается расход тепла. Максимум радиации бывает в полдень, а максимальный расход на 1-2 часа позднее, поскольку до этого времени почва еще не нагрелась. После 13-14 часов приход и расход тепла снижаются вслед за движением Солнца к закату. Ночью прихода тепла нет, но расход его продолжается: нагретая за день земная поверхность отдает тепло сначала в большом количестве, а затем все в меньшем и меньшем количестве.

Описанному радиационному режиму соответствует и ход температуры. Самая низкая температура наблюдается  перед восходом Солнца, а самая  высокая  через 1-2 часа после полудня.

Годовой ход радиационного  режима и температуры воздуха в принципе соответствует суточному ходу радиационного баланса и температуры. Самая незначительная радиация поступает в декабре, а самая низкая  температура наблюдается в январе (годовое утро); максимум радиации приходится на июль, а максимум температуры – на июль (годовой полдень).

Распределение радиационного баланса  по поверхности земного шара или  отдельно взятой территории показывается на картах радиационного баланса. Эти  карты составляется для года и  для каждого месяца.

Анализ  карты радиационного баланса позволяет сделать следующие выводы:

1. Для всей Земли, кроме полярных ледовых зон, баланс тепла положительный. Однако это вовсе не означает, что радиационное тепло накапливается и климат из года в год становится теплее. Избыток тепла расходуется на нагревание и движение воздуха, на испарение воды, на различные биологические процессы. Для Земли в целом характерно лучистое и тепловое равновесие: приход тепла от Солнца уравновешивается его потерей в космос. Но между этими крайними звеньями – приходом тепла из Космоса и расходом в Космос – солнечное тепло производит в географической оболочке большую работу. Благодаря ему осуществляется многие географические и биологические процессы на Земле.

2. Для ледовых зон Арктики  и Антарктики характерны: во-первых, ничтожные значения всех компонентов радиационного баланса, во-вторых, отрицательный или близкий к нулю радиационный баланс.

3. Наибольший приход тепла (около  120 ккал/см² в год) присущ тропическим морям, особенно Аравийскому морю (около 140 ккал/см² в год). В тропических пустынях, где высокое альбедо песков, остаток радиационного баланса вдвое меньше. В экваториальной зоне материков в связи со значительной облачностью радиационный баланс составляет около 70 ккал/см².

4. В целом радиационный баланс по земному шару распределяется зонально-регионально. Отчетливо выступают экваториальный, тропические, умеренные и полярные пояса. Каждый из этих поясов распадается на регионы, и в первую очередь на океанские и материковые, а эти последние распадаются на более дробные единицы. На океанах прослеживается влияние теплых и холодных течений, на материках – горных стран.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Лекция 10

Атмосфера Земли.

10.1 Тепловой режим атмосферы.

10.2 Давление атмосферы. Барическое поле Земли.

10.3 Общая циркуляция атмосферы. Ветры местной и общей циркуляции.

 

10.1 Тепловой  режим атмосферы.

Тепловой режим тропосферы определяется как поступлением солнечного тепла, так и динамикой воздушных  масс, осуществляющей адвекцию тепла  и холода. С другой стороны, само движение воздуха вызывается температурным градиентом (падением температуры на единицу расстояния) между экваториальными и полярными широтами и между океанами и материками. В результате этих сложных динамических процессов сформировалось термобарическое поле Земли. Оба его элемента – температура и давление – настолько взаимосвязаны, что это в географии принято говорить о едином термобарическом поле Земли.

Тепло, получаемое земной поверхностью, преобразуется и перераспределяется атмосферой и гидросферой. Тепло  расходуется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен и на перераспределение тепла между сушей и океаном.

Наибольшее количество тепла расходуется  на испарение воды с океанов и  материков. В тропических широтах  океанов на испарение затрачивается  примерно 100-120 ккал/см² в год, а в акваториях с теплыми течениями до 140 ккал/см² в год, что соответствует испарению слоя воды в 2 м мощностью. В экваториальном поясе на испарение затрачивается значительно меньше энергии, то есть примерно 60 ккал/см² в год; это равносильно испарению однометрового слоя воды.

На материках максимальные затраты  тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным  климатом. В тропических широтах  суши расположены пустыни с ничтожным  испарением. В умеренных широтах  затраты тепла на испарение в океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97 % всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен около 20 % солнечной радиации.

Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования. Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и движении воздушных масс.

Максимальное для всей тропосферы количество тепла от конденсации  водяного пара получают экваториальные широты  - примерно 100-140 ккал/см² в год. Это объясняется поступлением сюда огромного количества влаги, приносимой пассатами из тропических акваторий, и поднятием воздуха над экватором. В сухих тропических широтах количество скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: менее 10 ккал/см² в год в материковых пустынях и около 20 ккал/см² в год над океанами. Решающую роль в тепловом и динамическом режиме атмосферы играет вода.

Радиационное тепло поступает  в атмосферe также через турбулентный теплообмен воздуха. Воздух – плохой проводник тепла, поэтому молекулярная теплопроводность может обеспечить нагрев только незначительного (единицы метров) нижнего слоя атмосферы. Тропосфера нагревается путем турбулентного, струйного, вихревого перемешивания: воздух нижнего, прилегающего к земле слоя, нагревается, струями поднимается, на его место опускается верхний холодный воздух, который тоже нагревается. Таким образом тепло быстро передается от почвы воздуху, от одного слоя к другому.

Турбулентный поток тепла больше над материками и меньше над океанами. Максимального значения он достигает  в тропических пустынях, до 60 ккал/см² в год, в экваториальной и субтропических зонах снижается до 30-20 ккал/см², а в умеренных – 20-10 ккал/см² в год.  На большей площади океанов вода отдает атмосфере около 5 ккал/см² в год, и только в субполярных широтах воздух от Гольфстрима и Куросиво получает тепла до 20-30 ккал/см² в год. 

В отличие от скрытой теплоты  парообразования турбулентный поток  атмосферой удерживается слабо. Над пустынями он передается вверх и рассеивается, поэтому пустынные зоны и выступают как области охлаждения атмосферы.

Тепловой режим континентов  в связи с их географическим положением различен. Затраты тепла на испарение  на северных материках определяется их положением в умеренном поясе; в Африке и Австралии – аридностью их значительных площадей. На всех океанах огромная доля тепла затрачивается на испарение. Затем часть этого тепла переносится на материки и утепляет климат высоких широт.

Анализ теплообмена между поверхностью материков и океанов позволяет  сделать следующие выводы:

1. В экваториальных широтах обоих полушарий атмосфера получает от нагретых океанов тепла до 40 ккал/см² в год.
2. От материковых тропических пустынь тепла в атмосферу практически не поступает.
3. Линия нулевого баланса проходит по субтропикам, близ 40⁰ широты.
4. В умеренных широтах расход тепла излучением больше поглощенной радиации; это значит, что климатическая температура воздуха умеренных широт определяется не солнечным, а адвективным (принесенным из низких широт) теплом.
5. Радиационный баланс Земля-Атмосфера диссиметричен относительно плоскости экватора: в полярных широтах северного полушария он достигает 60, а в соответствующих южных – только 20 ккал/см² в год; тепло переносится в северное полушарие интенсивнее, чем в южное, приблизительно в 3 раза. Балансом системы Земля-атмосфера определяется температура воздуха.