7. Адиабатические процессы в атмосфере. Сухо- и влажноадиабатические изменения температуры воздуха при вертикальных движениях.

Адиабатические процессы в атмосфере…..Адиабатические процессы- это процессы, которые протекают внутри отдельной воздушной массы без притока тепла снаружи и без отдачи его в окружающую среду( соседние слои воздуха, земная поверхность, космическое пространство) Строго адиабатических процессов в атмосфере не бывает. Адиабатические процессы возникают при вертикальных движениях воздуха (подъеме, опускании) или при изменении внешнего давления. В атмосфере всегда протекают процессы , близкие к адиабатическим. Вертикальные движения больших объемов воздуха- характерное явление динамичной атмосферы. Если некоторая масса воздуха в атмосфере адиабатически расширяется, то давление в ней падает, а вместе с ним понижается и температура, т.к. расширение сопровождается затратами энергии. Сухоадиабатические изменения температуры воздуха при вертикальных движениях…

В атмосфере расширение воздуха и связанное с ним падение давления и температуры происходят в наибольшей степени при восходящем движении воздуха.

Способы подъема воздуха:

-восходящие токи конвекции;

-при движении обширных слоев воздушной массы вверх по

пологому клину другой, более холодной воздушной массы

(над поверхностью фронта);

-при подъеме воздуха по горному склону.

Сжатие воздуха, сопровождающееся повышением давления и температуры,

происходит при опускании, при нисходящем движении воздуха.

ВЫВОД: восходящий воздух адиабатически охлаждается, нисходящий воздух адиабатически нагревается.

При адиабатическом подъеме сухого или ненасыщенного воздуха температура на каждые 100 м подъема падает почти точно на один градус, а при адиабатическом опускании на 100 м температура растет на ту же величину.

где Ag/cp = 0,98°/100 -сухоадиабатический градиент (Гd)

Связь между температурой и атмосферным давлением при сухоадиабатических процессах выражает уравнение Пуассона

Смысл уравнения Пуассона

Если давление в массе сухого или ненасыщенного воздуха меняется от р0 вначале процесса до р в конце процесса, то температура в этой массе меняется от Т0 вначале до T в конце процесса; при этом значения температуры и давления связаны написанным

выше уравнением.

Влажноадиабатические изменения температуры воздуха при вертикальных движениях.

Уровень конденсации –высота, на которой воздух приближается к состоянию насыщения. В поднимающемся насыщенном воздухе температура падает по влажноадиабатическому закону: она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения (что в свою очередь зависит от температуры и давления)

При более низком давлении падение температуры соответственно меньше.

Падение температуры в насыщенном воздухе при подъеме его на единицу высоты

( 100м) называют влажноадиабатическим градиентом Гs.

Вертикальное распределение температуры

1.Представление о распределении температуры с высотой даетвертикальный градиент температуры – dT/dz,т.е.Изменение температуры в атмосфере на единицу высоты, обычно на 100м .

2. Так как перед производной ставится знак минус, то в обычном случае падения температуры с высотой, т . е . при отрицательном dТ и положительном dz, градиент имеет положительную величину.

8. Псевдоадиабатические процессы. Фён.

Псевдоадиабатические процессы происходят при последовательном подъеме и опускании воздушных масс. Представим себе, что влажный, ненасыщенный водяным паром воздух, находящийся в точке А , вначале поднимается. При этом его температура падает сначала по сухоадиабатическому закону, зачем, после того как будет достигнут уровень конденсации(точка В) , - по влажноадиабатическому закону (от точки В, до точки С). Допустим, так же, что вся вода, образовавшаяся при конденсации водяного пара , сразу же выпадает в виде осадков, и что , достигнув некоторой высоты (точка С) , воздух начнёт опускаться. Т.К продуктов конденсации в воздухе нет, он будет при этом нагреваться по сухоадиабатическому закону. На прежний уровень (точка Д) воздух опустится , имея более высокую температуру чем та, которая была первоначально. ( в точке А)

Рассматриваемая масса воздуха совершила необратимый процесс, так как по возвращении её на прежний уровень её конечная температура оказалась выше.

Псевдоадиабатические процессы являются условием образования местного ветра –ФЁНА

Фён — сильный, порывистый, тёплый и сухой местный ветер, дующий с гор в долины.

Холодный воздух с высокогорий быстро опускается вниз по сравнительно узким межгорным долинам, что приводит к его адиабатическому нагреванию. При опускании на каждые 100 м воздух нагревается примерно на 1 °C. Спускаясь с высоты 2500 м, он нагревается на 25 градусов и становится тёплым, даже горячим. Обычно фён продолжается менее суток, но иногда длительность доходит до 5 суток, причём изменения температуры и относительной влажности воздуха могут быть быстрыми и резкими.

Фёны особенно часты весной, когда резко возрастает интенсивность общей циркуляции воздушных масс. В отличие от фёна, при вторжении масс плотного холодного воздуха образуется бора.

9.Солнечная радиация: электромагнитная и корпускулярная радиация. Солнечная постоянная. Прямая и рассеянная солнечная радиация. Поглощение и рассеивание солнечной радиации в атмосфере.

Солнечная радиация– лучистая энергия, которая распространяется от солнца в виде электромагнитных волн со скоростью 300000 км/с.

Электромагнитная радиация – форма материи, отличная от вещества. Частным случаем радиации является видимый свет, +гамма, рентгенлучи, ИК, УФ. Все вместе образует электромагнитный спектр.

Корпускулярная радиация, испускаемая солнечной атмосферой или короной и удаляющаяся от Солнца со скоростями порядка сотен и тысяч километров в секунду. Раличаются три вида К. Р. С: 1) солнечные корпускулярные потоки из особенно активных участков солнечной атмосферы, состоящие главным образом из ядер гелия и электронов и вызывающие в земной атмосфере магнитные бури и полярные сияния; 2) солнечное космическое излучение во время сильных вспышек, содержащее, кроме ядер гелия, еще протоны и ядра тяжелых элементов, а также электроны и нейтроны; 3) солнечный ветер — равномерное истечение плазмы (преимущественно протонов) из солнечной короны.

Солнечная постоянная– количество величины солнечной радиации падающей на верхнюю границу атмосферы на единицу площади перпендикулярно к солнечным лучам при среднем расстоянии от Земли к Солнцу.

Прямая солнечная радиация– это та часть солнечной радиации, которая проходит через атмосферу не рассеиваясь.

Рассеянная солнечная радиация– это та часть солнечной радиации, которая поступает на поверхность земли после рассеяния ее атмосферой и облаками.

Факторы влияющие на величину рассеянной радиации: 1)размер частиц; 2)длина волны. Существует 2 рассеяния: молекулярное и аэрозольное.

Явления связанные с рассеянными радиациями: цвет неба, освещённость в дневное время суток, сумерки, белые ночи, видимость.

10.Суммарная солнечная радиация. Распределение суммарной солнечной радиации на земной поверхности. Отраженная и поглащённая радиация. Альбедо.

Суммарная радиация- это сумма ПСР, приходящей на горизонтальную поверхность, и РР.

Интенсивность СР – приток ее энергии за 1 минуту на 1 см2 горизонт. поверхности, помещенной под открытым небом и не затененной от прямых солнечных лучей

Кол-во СР, а также соотношение между прямой и рассеянной р. в ее составе зависят от высоты Солнца, облачности, прозрачности и загрязн. а.

С увеличением высоты С. доля РР уменьшается.

Чем прозрачнее а., тем меньше доля РР.

Облачность уменьшает СР.

Частичная облачность увеличивает СР, полная облачность уменьшает. При сплошной плотной облачности СР= РР.

Зимой вследствие отражения Р и ее вторичного рассеяния доля РР с составе СР возрастает.

Суточный ход: сев. полуш. при безоблачном небе СР макс. около полудня; год – летом – в дополуденные часы больше.

Закономерности в распределении СР:

зональность, в соответствии в уменьшением угла падения с. лучей

материки получают больше ССР, чем океаны, над материками меньше облачность и суше воздух

В Сев. полуш., материковом, ССР больше.

Годовая ССР 7200 МДж/м2 – тропические широты, малая облачность и сухой прозрачный воздух. Сев . Африка 8400-9200. Экватор, облачность 5600-6400. Индонезия, Амазонка, Конго 4800-4200. Умеренные 5000-3500, приполярные 2400, Антарктида, большая высота и сухость, прозрачность 5-5400.

Распределение суммарной солнечной радиации на земной поверхности. 1)Зональность в распределении солнечной суммарной радиации; 2)Материки получают больше суммарной солнечной радиации, чем океан.

Отражение и поглощение СР.

падая на з.п., ССР в большей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или слое воды и переходит в тепло, а частично отражается

Часть ССР, приходящей к зп и отражающейся от нее – отраженная коротковолновая радиация.

Отношение отраженной части р. к суммарной р. называют отражательной способностью или альбедо данной подстилающей поверхности. A = (Rk/Q)*100%

Величина альбедо характеризует отражательную способность деятельной поверхности, % или доли единицы.

А. зависит от характера поверхности, цвета, шероховатости, влажности и др. Шероховатые почвы темного цвета отражают меньше, чем светлые, влажные – меньше, так они более темные. А. осушенных и вспах. торфяников 8%, светлых песчаных 45. А. раст покрова от 10 до 25. максимум – свежевыпавший снег 80-90%. Альбедо водной поверхности от нескольких процентов до 70%, зависит от волнения

А. всех поверхностей зависит от высоты Солнца: мин. полдень, макс. утром и вечером, так как при малой высоте Солнца в ССР возрастает доля рассеянной, которая в болььшей степени отражается от шероховатой подстил. пов-ти. А. водных поверхностей при высоте Солнца больше 60 меньше А. суши, так акк лучи попадая в воду поглощаются и рассеиваются в ней.

Разные длины волн солнечного спектра отражаются по-разному, то есть каждая волна имеет свою отр. способность, альбедо.. С увеличеснием длины волны А. возрастает.

Солнечный свет создает освещенность, которая характер-ся суммарным действием прямой. рассеянной и отраженной радиации. Освещенность растет с увеличеснием отраж. р.

Планетарное альбедо – отношение отраженной и рассеянной солн. рад, которая направляется в космос, к общему количеству радиации, поступающей в а. 30%. основную часть альбедо составляет отражение солнечной радиации облаками. Наибольшие значения в полярных широтах. Разность суммарной и отраженной радиации – поглощенная радиация.

Соотношение между поглощенной и отраженной радиацией зависит от физических свойств подстилающей поверхности: цвета, влажности, шероховатости.

Отношение количества отраженной от поверхности тела лучистой энергии к количеству падающей лучистой энергии называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность поверхности тела. Когда, например, говорят, что альбедо свежевыпавшего снега равно 80—85%, это означает, что 80—85% всей падающей на снежную поверхность радиации отражается от нее.

Альбедо снега и льда зависит от их чистоты. В промышленных городах в связи с осаждением на снег различных примесей, преимущественно копоти, альбедо меньше. Наоборот, в арктических областях альбедо снега иногда достигает 94%. Так как альбедо снега по сравнению с альбедо других видов поверхности земли наиболее высокое, то при снежном покрове прогревание земной поверхности происходит слабо. Альбедо травяной растительности и песка значительно меньше. Альбедо травяной растительности равно 26%, а песка 30%. Это означает, что трава поглощает 74% солнечной энергии, а пески — 70%. Поглощенная радиация идет на испарение, рост растений и нагревание.

Наибольшей поглощательной способностью обладает вода. Моря и океаны поглощают около 95% поступающей на их поверхность солнечной энергии, т. е. альбедо воды равно 5% (рис. 9). Правда, альбедо воды находится в зависимости от угла падения солнечных лучей (В. В. Шулейкин). При отвесном падении лучей от поверхности чистой воды отражается лишь 2% радиации, а при низком стоянии солнца — почти вся.

11. Радиационный баланс земной поверхности. Тепловое излучение земной поверхности. Встречное излучение. Эффективное излучение.

Радиационный баланс земной поверхности– разность между поглощённой коротковолновом излучении и эффективным длинноволновым излучением.

Тепловое излучение земной поверхности

Земная поверхность как физическое тело, имеющее температуру выше абсолютного 0, является источником излучения, которое называется тепловым излучением Земли.

Верхние слои почвы и воды, снег, сами излучают длинноволновую радиацию – собственное излучение земной поверхности.

Его можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности. Излучение абсолютно черного тела Eа.ч.т., согласно закону Стефана Больцмана, пропорционально 4 степени абсолютной температуры тела.

Е а.ч.т.- относительная излучательная способность, показывающая, какую долю излучения а.ч.т. составляет излучение данной поверхности

Однако Земля не является а.ч.т., поэтому ее излучение меньше излучения а.ч.т. при той же температуре, излучение серого тела. Относительный коэффициент излучения для разных типов подстилающей поверхности колеблется от 0,85 до 0,99, в среднем 0, 95. Наибольшая излучательная способность у снега 0,986.

Собственное излучение земной поверхности, с учетом

При средней температуре земной поверхности 288 К интенсивность земного излучения составляет 373 Вт/м2.

Температура на земном шаре изменяется от 190 до 350 К. Соответственно этим температурам собственное излучение Земли относится к длинноволновому ИК-излучению с длинами волн от 4 до 120 мкм, 99% энергии из этого спектра приходится на интервал до 4-40 мкм, а максимум энергии – на 10-15 мкм. ИК

Излучение земной поверхности происходит непрерывно: чем выше температура излучающей поверхности. тем интенсивнее ее излучение. Оно направлено в атмосферу и почти полностью поглощается ею.

На ОСНОВЕ ТЕМПЕРАТУРНЫХ КОНТРАСТОВ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ ВОЗМОЖНО ДИСТАНЦИОННОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ Земли искуственными спутниками. Разная степень нагревания поверхности и энергетическая яркость в ИК-диапазоне позволяют выявлять разные элементы ландшафта, составлять карты почв, растительности, рельефа.

Встречное излучение атмосферы

Атмосфера, поглощающая часть солнечной радиации 15% и собственного излучения земной поверхности, а также получая тепло путем турбулентной теплопроводности и при конденсации водяного пара, нагревается выше абсолютного 0 и нагретая атмосфера излучает невидимую Ик-радиацию длинноволновую, 30% которой направлено в космическое пространство, 70% - к земной поверхности.

Часть атмосферного излучения, приходящего к земной поверхности, называют встречным излучением а. Eа. так как оно направлено навстречу собственному излучению з.п.

Земная поверхность поглощает ви почти полностью 99%.

Так температура атмосферы ниже температуры земной поверхности, то встречное излучение атмосферы больше, чем земное.

Встречное излучение а. дополняет поглощенную солнечную радиацию и является источником энергии для земной поверхности, которая практически полностью поглощает встречное излучение атмосферы.

Встречное излучение возрастает с увеличением облачности, поскольку облака сами сильно излучают. Встречное излучение уменьшается с высотой – уменьшается содержание водяного пара.

Основным поглотителем излучения земной поверхности и и посылающим встречное поглощение в атмосфере является водяной пар. Однако интенсивность встречного излучения коррелирует, прежде всего с содержанием в атмосфере водяного пара. Так. над экватором, где влагосодержание наибольшее на Земле, встречное излучение а. составляет 0,35-0, 42 к Вт/м2, в полярных широтах уменьшается до 0.21. оксид углерода, озон.

Эффективное излучение

Эффективным излучением называют разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы. Eэф = Eз – Eа