Реферат на тему:
Тепловий режим атмосфери
План
1. Тепловий баланс.
2. Адіабатичний процес в атмосфері
3. Інверсія температури
4. Тепловий режим нижнього шару атмосфери
5. Географічний розподіл температури повітря
6. Теплові пояси
Література
1. Тепловий баланс.
Нижні шари атмосфери нагріваються і охолоджуються в основному за рахунок радіаційного і нерадіаційного теплообміну з підстеляючою поверхнею. Через земну поверхню теплота передається не тільки в атмосферу а й донизу, в грунт і воду. Алгебраїчна сума приходу і витрати теплоти повинна дорівнювати за певний проміжок часу нулю, оскільки в протилежному випадку буде порушений закон збереження енергії. Більша частина теплоти надходить на земну поверхню від сонячної енергії і є різницею між поглинутою радіацією і ефективним випромінюванням, тобто радіаційним балансом |R/ . Шляхом теплопровідності земна поверхня може віддавати теплоту вниз або одержувати з глибини грунту і воді /Р/. Внаслідок турбулентного і молекулярного теплообміну теплота може переходити від земної поверхні в атмосферу і навпаки /А/. Крім того, земна поверхня втрачає теплоту на випаровування або одержує при конденсації водяної пари /LE, L - прихована теплота пароутворення; Е -маса сконденсованої або випаруваної води/. Рівняння теплового балансу земної поверхні буде мати вигляд
R = P +A+LE.
Тепловий баланс атмосфери складається з поглинутої атмосферними газами сумарної сонячної радіації, земного випромінювання, зустрічного випромінювання атмосфери, теплоти від конденсації та від теплообміну з земною поверхнею і випромінювання, яке атмосфера віддає в міжпланетний простір.
За підрахунками С.П.Хромова /1983/, атмосфера поглинає 20 одиниць теплоти сумарної сонячної радіації, З0 одиниць теплоти конденсації і теплообміну з земною поверхнею і 107 одиниць теплоти від земного випромінювання і випромінює 187 одиниць теплоти в космос, тобто стільки ж, скільки отримала /рис. 5/.
Загальний тепловий баланс системи "Земля - атмосфера" визначається на верхній межі атмосфери, через яку проходить сонячна радіація /100%/ і виходить в космос .відбита і розсіяна радіація /35% -планетарне альбедо/, ефективне випромінювання земної поверхні /10%/ та випромінювання атмосфери /55,/. Отже, на верхній межі атмосфери е рівновага між надходженням і витратою тільки променевої енергії, тобто складових частин радіаційного і теплового балансу системи “Земля – атмосфера” в цілому /див. рис. 5/.
Рис.5. Тепловий баланс землі, атмосфери і земної поверхні (Хромов С.П.,1983): І- короткохвильова радіація, П- довгохвильова радіація, Ш- нерадіаційний теплообмін.
У підручнику "Кліматологія" /Дроздов 0.0. та ін., 1989/ наведено схему теплового балансу системи Земля — атмосфера в відносних одиницях за Шнайдером і Деннетом /див. рис. З, Б/. За цією схемою атмосфера поглинає 20 одиниць від сонячної енергії, яка надходить на верхню межу атмосфери, 47 одиниць поглинає діюча поверхня суші і океану, 6 одиниць - хмари. Загальне альбедо системи "Земля - атмосфера" - 28%, тобто 28 одиниць відбивається назад у Космос. Довгохвильове випромінювання підстеляючої поверхні становить 114 одиниць, зустрічне —96 одиниць. Атмосфера поглинає 109 одиниць випромінювання, яке надходить від земної поверхні. Загальне довгохвильове випромінювання, яке атмосфера посилає в світовий простір, становить 72 одиниці. Радіаційний баланс підстеляючої поверхні 29 одиниць, атмосфери — 29 одиниць. тобто для системи він дорівнює нулю. Перенесення енергії завдяки випаровуванню і конденсації становить 24 одиниці і турбулентності -5 одиниць.
На схемах зображений в основному механізм вертикального перерозподілу енергії в кліматичній системі. Але радіаційний баланс компенсується ще й в результаті горизонтального перенесення теплоти в океані та атмосфері, завдяки міжширотному обміну повітряних мас і води. Горизонтальне перенесення енергії враховують в теорії клімату, адже регіональний розподіл складових радіаційного балансу системи "Земля -атмосфера" змінюється під впливом хмарності. Повний потік явної теплоти в атмосфері має три максимуми: один біля екватора і два біля 40° ш. обох півкуль, оскільки між даними широтами спостерігається надлишок радіаційної енергії, а північніше 40˚ широти - нестача. Теплота переноситься з приекваторіальних, тропічних і субтропічних районів в інші, а також з океанічних областей помірних широт, де вона нагромаджується завдяки виносу океанськими течіями.
Тепловий баланс системи "Земля - атмосфера" між 40° пд.ш. збільшується від 0 до 20...40 ккал на квадр. см за рік, лине в пустелі Сахарі та в пустелях Аравії та Ірану він зменшується до нуля. На північ і на південь від 40-х широт баланс теплоти від'ємний і зменшується до -60 ккал на квадр. см за рік за полярним колом. М.І.Будико відносить до складових частин загального теплового балансу Землі в цілому притік сонячної радіації на верхню межу тропосфери, планетарне альбедо, поглинуту і засвоєну повітрям тропосфери радіацію, поглинання радіації земною поверхнею. ефективне випромінювання, радіаційний баланс /залишок теплоти/, витрати теплоти на випаровування, турбулентний теплообмін і довгохвильове випромінювання Землі в цілому.
2. Адіабатичний процес в атмосфері
Термічний режим суші та океанів відрізняється тим, що водойми нагріваються і охолоджуються повільніше, тому вони вночі тепліші, а вдень холодніші за сушу. За рахунок перемішування і термічної конвекції нагрівається потужний шар води, на суші - тільки поверхня грунту. Добові коливання температури проникають в грунт до глибини в середньому 1 м, у воду - до 20 м, а річні коливання відповідно до глибин 20 м і 200...400 м. У зв'язку з великою теплоємністю при охолодженні І м води на 1 °С нагрівається 3000 кубічних м повітря на 1 °С. Атмосферне повітря нагрівається від поверхні суші і водойм, оскільки безпосередньо поглинання сонячної радіації дає не більше 0,1 °С за годину.
Отже, атмосферне повітря нагрівається від земної поверхні. Передача теплоти вгору відбувається шляхом молекулярної теплопровідності, конвекції, турбулентного перемішування і конденсації водяної пари/прихована теплота/. Молекулярна теплопровідність не має великого значення, адже повітря є поганим провідником теплоти. Вирішальне значення мають конвекція, турбулентність і конденсація. Конвекція - перенос теплоти вверх потоками повітря. Нагріте повітря підіймається вгору, а на його місце знову надходить холодне повітря. Так виникають вертикальні конвективні рухи. Турбулентне перемішування зумовлене виникненням у повітрі невпорядкованих завихрень, рухів, напрямків.При підйомі повітря потрапляє вгорі в умови зниженого тиску, розширяється. На це витрачається певна робота і певна кількість теплоти тому повітря адіабатичне охолоджується.
Адіабатичним називається процес, під час якого зміни температури
відбуваються без теплообміну з навколишнім середовищем, а лише внаслідок перетворення внутрішньої енергії в роботу і навпаки, завдяки внутрішнім змінам тиску, вологості і температури.
Якщо повітря сухе, тобто без водяної пари, з підняттям на 100 м висоти його температура падає на І °С, а при опусканні відповідно зростає на 1 °С. Такий процес називають сухоадіабатичним.
Вирішальне значення у вологому повітрі має конденсація водяної пари. На випаровування води з земної поверхні витрачається велика кількість теплоти, яка у вигляді прихованої теплоти переноситься водяною парою вверх і виділяється при конденсації внаслідок адіабатичного охолодження повітря, яке підіймається вверх і розширюється. Охолодження вологого повітря, в якому відбувається конденсація і виділення прихованої теплоти пароутворення, при піднятті йде повільніше, наприклад, на 0,5...0,8 °С на 100 м висоти. Такий процес називають волого адіабатичним.
3. Інверсія температури
Галовне джерело теплоти для повітря - це земна поверхня, тому
нормальним є те, що температура з висотою в тропосфері знижується. Але часто буває, що температура в певному шарі повітря з висотою підвищується, таке явище називають інверсією температури. Інверсії спостєрігаються в приземних шарах повітря і на деяких висотах у вільній атмосфеpi.
Приземні інверсії за походженням бувають радіаційні, адвективні, орографічні, сніжні. Радіаційні інверсії виникають в теплу пору року при безхмарній погоді. Після заходу Сонця земна поверхня і прилеглий шар повітря охолоджуються за рахунок радіаційного випромінювання теплоти. Орографічні інверсії утворюються в тиху штилеву погоду в котловинах і долинах, куди стікає холодне повітря, а на вершинах горбів і схилах лишається більш тепле повітря. Адвективні інверсії виникають в результаті надходження теплого повітря в охолоджену місцевість. навесні біля земної поверхні теплота витрачається на танення снігу і виникають сніжні інверсії.
З інверсіями певною мірою пов'язані заморозки навесні і восени, коли середньодобові температури стають додатними, але приземний шар повітря охолоджується нижче 0 °С. Заморозки бувають радіаційні та адвективні подібно до відповідних інверсій температури.
4. Тепловий режим нижнього шару атмосфери .
Розподіл температури на поверхні або в атмосфері та її безперервна зміна в часі називається тепловим режимом. Тепловий режим атмосфери характеризується середньодобовими температурами, середніми температурами кожного місяця, найтеплішого і найхолоднішого місяців, середніми температурами кожного року і середньою багаторічною температурою, мінімальними і максимальними температури за певний проміжок часу /рис. 6./.
Рис. 6. Добовий хід температури повітря в Павловські залежно від хмарності.
Залежність температури повітря від інтенсивності сонячної радіації та характеру підстеляючої поверхні обумовлюють її нерівномірний хід протягом дня і року. Добовий і річний хід температури повітря до висоти 2 км у загальних рисах нагадує хід температури на земній поверхні. В повітрі на висоті 2 м добовий максимум в середньому настає після максимуму температури грунту, о 14-15 годині, а мінімум - після сходу Сонця. Але добовий хід температури повітря може бути зовсім неправильним залежно від зміни хмарності та надходження повітряних мас з іншою температурою. Добова амплітуда температури залежить від широти, сезону, характеру грунтів, рельєфу, амплітуди температури підстеляючої поверхні та від хмарності /див. рис. 6./. Добова амплітуда температури повітря зменшується від тропіків /в середньому 12 °С/ до полюсів /на широті 60° -6 °С, на широті 70° - 3 °С/. В степах і пустелях добова амплітуда температури зростає, а над густим рослинним покривом або над водою зменшується, вона більша в долинах і ярах і менша на вершинах, схилах і горбах. Над океаном в нижньому шарі повітря добова амплітуда не перевищує 1.5 °С.
Річний хід температури повітря залежить від широти. Ступінь океанічності або континентальності клімату проявляється в річній амплітуді температури, тобто в різниці між середніми температурами найтеплішого і найхолоднішого місяців. Річна амплітуда температури збільшується за широтами /табл. 5/.
Річні амплітуди температури повітря
/за Щубаєвим Л.П., 1977/, °С
Широти Північна Південна Широти Північна Південна
80 31,0 28.7 40 17.7 4,9
70 32.2 19.5 30 13.3 7.0
60 29.0 11,8 20 7,4 5,9
50 23,8 4.3 0 1,8
Крім того, річна амплітуда температури залежить від переважання морських або континентальних повітряних мас і відповідно зростає у внутрішніх материкових секторах. Особливо наочно це спостерігається в Євразії /табл. 6/.
Таблиця 6
Річна амплітуда температури повітря в Євразії на 52° пн.ш.
Довгота Середні температури, °С Річна амплітуда ----Середня .
---------------найтеплішого...найхолоднішого......................річна температура
---------------------- місяця місяця
10° з. 15 7 8 10
7° сх.. 17 1 16 9
21° сx. 18 -5 23 7
36° сx. 19 -10 29 5
55° сx. 22 -15 37 3
80° сx. 22 -18 40 3
116° сx. 23 -30 53 -2
Залежно від широти і континентальності виділяють наступні типи річного ходу температури повітря:
А. Екваторіальний тип. Характеризується малою амплітудою /І...5 °С/. Не дуже чітко проявляються два відносних максимуми рівнодення під час зенітного стояння Сонця.
Б. Тропічний тип. Амплітуда зростає до 10...15 °С у внутрішніх материкових секторах. Спостерігається один максимум під час літнього сонцестояння і один мінімум під час зимового сонцестояння. Абсолютний максимум температури досягав 58 °С у північній Африці біля м. Тріполі.
В. Тип помірного поясу. Річна амплітуда в морському кліматі 10....15 °С, у континентальному 26...40 °С, в центрі Євразії - до 60 °С і більше. Один максимум спостерігається після літнього сонцестояння, наприклад, у північній півкулі для морського клімату - в серпні, а для континентального - в липні. Мінімум, відповідно, настає після зимового сонцестояння і в північній півкулі припадає на лютий-березень над морями і на січень на суші, тобто над морями екстремуми запізнюються в зв'язку з особливостями термічного режиму води. Полюси холоду північної півкулі перебувають на північному сході Азії в Верхоянську і Оймяконі, де абсолютний мінімум температури дорівнює -71 °С.
Г. Полярний тип. Мінімум температури зміщений на час появи Сонця після тривалої полярної ночі. Найтеплішим у північній півкулі є липень, у південній - січень або грудень. Річна амплітуда температури на суші дорівнює З0...40 °С, а в морському кліматі - близько 20 °С. Найнижча на .Землі температура повітря -89,2 °С зафіксована в Антарктиді поблизу полярної станції "Восток".
Спостереження за температурою повітря, грунту і води на метеостанціях ведуться з допомогою термометрів і термографів. Прилади для вимірювання температури повітря встановлюють в матеобудці на висоті 2 м над земною поверхнею. Термометри бувають термінові, максимальні та мінімальні.
5. Географічний розподіл температури повітря
Розподіл температури повітря на земній поверхні показують на картах ізотерм року, найтеплішого і найхолоднішого /липень і січень/ місяців. Ізотерми — це лінії, які з'єднують точки з однаковою температурою. Для складання карт ізотерм температури приводять до рівня моря. вважаючи, що з висотою температура зменшується в середньому на 0,6 °С на кожні 100 м.
Для вивчення закономірностей розподілу температури використовують карти ізотерм липня і січня, які взято за найтепліший і найхолодніший місяці, або карту ізотерм року /рис. 7 - 9/. Простежується широтно-зональна закономірність в розподілі теплоти. Температури поступово зменшуються від екватора до полюсів, але взимку це явище проявляється більш різко, бо горизонтальні температурні градієнти в 2 рази більші, ніж влітку. Над сушею зниження температури в бік полюсів виражено більш чітко, ніж над океанами.
Рис. 7. Середня річна температура повітря на рівні моря./16/.
Рис. 8. Карта ізотерм січня. /16, 9/.
Рис. 9. Карта ізотерм липня. /16, 9/.
У січні в північній півкулі головний полюс холоду міститься в Якутії, в зв'язку з великим випромінюванням снігового покриву і вихолоджуванням повітря в міжгірних котловинах і долинах при пануванні малохмарної антициклонічної погоди. Другий полюс холоду розміщений над Гренландією. Вздовж берегів материків ізотерми відхиляються від широтного ходу і мають субмеридіональний напрям, різкі контрасти біля західних берегів материків зумовлюють теплі течії, що проникають далеко на північ. Крім того. між Гольфстрімом і Скандінавським півостровом контрасти підсилюються прибережними горами Норвегії, на схід від яких над сушею збирається холодне повітря. Під впливом теплих течій ізотерма січня -20 °С відступає до 83° пн.ш., а значна частина Баренцова моря не замерзає. Аналогічно впливають на температуру повітря Скелясті гори на західною узбережжі Північної Америки. Контрасти температур біля східних берегів материків є наслідком холодних течій, що рухаються з Арктики, зменшують температуру повітря і порушують її зональний розподіл /див. рис. 8/..
Влітку розподіл температури значно змінюється /див. рис. 37/. У північній півкулі напрям ізотерм наближається до широтного і лише в районах холодних течій біля берегів Північної Америки, Каліфорнії, Північно—Східної Азії вони відхиляються далеко на південь. Над материками спостерігаються кілька центрів теплоти: Долина Смерті в Каліфорнії, Лівійська пустеля, Мексика, де максимальна температура підвищується до 57...58 градусів Цельсія..
У південній півкулі розподіл температур одноманітніший, але й тут є свої області теплоти - пустеля Калахарі та Центральна Австралія, де температура січня піднімається вище за 45 °С, а липня - падає до -5°С. Полюсом холоду є Антарктида, де в серпні 1983 p. зафіксований абсолютний мінімум -89,2 °С.
Якщо визначити середні температури кожної паралелі або широтної зони. можна зазначити, де проходить найтепліша паралель, яку називають термічним екватором. Цей екватор не збігається з географічним і розміщений біля 10° пн.ш., де проходить середньорічна ізотерма 27 °С. Північна півкуля в цілому тепліша за південну, відповідно 15 і ІЗ °С, а Арктика тепліша, ніж Антарктида. Річний хід температури в південній півкулі океанічний, а в північній - материковий, амплітуда відрізняється в 2,5 рази. Все це прояви термічної, або теплової, дисиметрії Землі. Крім того, термічні умови порушуються а гірських країнах, де завдяки зменшенню температури з висотою проявляється висотна кліматична поясність.
6. Теплові пояси
На основі широтно-зональних закономірностей в розподілі ізотерм виділяють теплові пояси на земній кулі: жаркий, два помірних, два холодних і два пояси вічного морозу.
Від З0˚ пн.ш. до 30° пд.ш. розміщений жаркий пояс з середньорічними температурами вище 20 °С. На північ і на південь йдуть помірні теплові пояси, які обмежені середньорічними ізотермами 10 °С найтеплішого місяця, тобто крайньою температурою достигання насіння деревних порід. Термічні умови поясу змінюються за широтою. На півдні вони придатні для росту субтропічних рослин, помірно-теплі в степах і мішаних лісах, помірно-холодні в зоні хвойних лісів /див. рис. 7-9/.
У субполярних широтах простягаються холодні пояси, північна і південна межа яких збігається з нульовою ізотермою найтеплішого місяця /зона тундри/. Біля полюсів розміщені пояси вічного морозу, де середня температура всіх місяців року від'ємна. Термічні пояси служать основою для виділення кліматичних поясів.
Список використаної та рекомендованої літератури
Астапенко П.Д. Вопросы о погоде. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. - 240с.
Атлас облаков. - Л.: Гидрометеоиздат, 1957.
Багров Н.А., Кондратович К.В., Педь Д.А., Угрюмов А.И. Долгосрочные метеорологические прогнозы. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. - 248 с.
Борисенков Е.П. Климат и деятельность человека. М.: Наука, 1982. - 132 с.
Будыко М.И. Климат в прошлом и будущем. - Л.: Гидрометеоиздат, 1980. - 350 с.
Витвицкий Г.Н. Зональность климата Земли. М., 1980 Вайсберг Дж. Погода на Земле. М., 1980. 248 с.
Волошина А.П., Евневич Т.А., Земцова А.И. Руководство к лабораторним
Гончаренко С.У. Фізика Атмосфери. К., 1990. 124 с.
Дикий Л.А. Гидродинамическая устойчивость и динамика атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1987.
Динамика климата/ Под ред. С. Манабе. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 574 с.
Динамика погоды/Под ред. С. Манабе. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 418 с.
Долгосрочное и среднесрочное прогнозирование погоды. Проблемы перспективы/ Под ред. Д. Бариджера, Э. Челлсна. М.: Мир, 1987. 288с.
Дзердзеевский Б.Л. Общая циркуляция атмосферы и климат. М.: Наука, 1975. - 288 с.
Зверев А.С. Синоптическая метеорология и основы предвычисления погоды. Л:, Гидрометеоиздат, 1968, 774 с
Исследования генезиса климата. М.: Институт географии АН СССР, 1974. - 430 с.
Монин А.С. Введение в теорию климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. - 248 с.
Погосян Х.П. Общая циркуляция атмосферы. Л., 1952
Рекомендации по описанию климата большого города. - Л.: Изд-во ГГО, 1979. - 1978. - 66 с.
Тверской П.Н. Курс метеорологии (физика атмосферы) Л, Гидрометеоиздат, 1962 700 с
Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Том 1. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 248 с.
Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Том 2. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 320 с.
Хромов С.П. Метеорология и климатология для географических факультетов. - Л.: Гидрометеоиздат, 1983. - 455 с.