Атмосфера. Тепловые процессы в атмосфере. Динамика атмосферы. Влагооборот. Лекция 9-10

Литература
1. Гледко, Ю.А. Общее землеведение: Учебное пособие / Ю.А. Гледко. – Минск.: Вышэйшая школа, 2015. - 320 с.
2. Изменение климата: последствия, смягчение, адаптация: учеб-метод. комплекс/М.Ю. Бобрик [и др.]. – Витебск: ВГУ имени П.М. Машерова, 2015. – 424 с.
3. Хромов, С.П. Метеорология и климатология/С.П. Хромов, М.А. Петросянц.– М., 2006. – 528 с.
4. Логинов, В.Ф. Глобальные и региональные изменения климата: причины и следствия./В.Ф. Логинов. – Мн., 2008. – 496 с.
5. Федоров В.М. Причины изменения глобального климата Земли в современную эпоху / В.М. Федоров // География в школе – 2015. - № 6. – С. 16-26.
6. Гусакова, М.А. Оценка вклада парниковых газов, водяного пара и облачности в изменение глобальной приповерхностной температуры воздуха /М.А. Гусакова, Л.Н. Карлин // Метеорология и гидрология. - 2014 - № 3. - С. 19-25.

Атмосфера – это газовая оболочка Земли с содержащимися в ней аэрозольными частицами, движущаяся вместе с Землей в мировом пространстве как единое целое и одновременно принимающая участие во вращении Земли.

Газовый состав атмосферы

Некоторые малые газовые составляющие в атмосфере, содержание которых наиболее подвержено
антропогенному влиянию [Атмосфера, 1991]

Основные типы аэрозолей и примерная мощность источников [Современные глобальные изменения природной среды, 2006]

Строение атмосферы
1. Тропосфера – 16-18 км в экваториально-тропических широтах, 8-9 км над полюсами.
Понижение температуры на 0,6 С на каждые 100 м – вертикальный температурный градиет
2. Стратосфера – до 50-55 км
На высоте 22-25 км расположен озоновый слой
3. Мезосфера – до 80 км.
4. Термосфера – до 800 км.
5. Экзосфера – выше 800 км.

Приток солнечной радиации на поверхность AB, перпендикулярную к лучам, и на горизонтальную поверхность АС

Виды солнечной радиации
Солнечная радиация – поток электромагнитного излучения, поступающий от Солнца. Она в основном коротковолновая и состоит из невидимой ультрафиолетовой радиации ~9%, видимой световой –47% и невидимой инфракрасной ~44%
Солнечная постоянная (S0, Вт/м², кВт/м²)– энергетическая освещенность солнечной радиации, падающей на верхней границе атмосферы на единицу площади, перпендикулярной к солнечным лучам, при среднем расстоянии Земли от Солнца
(1,367 кВт/м²)
Климат на верхней границе атмосферы называют радиационным или солярным. Он рассчитывается теоретически, исходя из угла наклона солнечных лучей на горизонтальную поверхность.
В общих чертах солярный климат находит отражение на земной поверхности. В то же время реальная радиация и температура на Земле существенно отличаются от солярного климата за счет различных земных факторов. Главный из них – ослабление радиации в атмосфере за счет отражения, поглощения и рассеяния, а также в результате отражения радиации от земной поверхности.

Виды солнечной радиации
На верхнюю границу атмосферы вся радиация приходит в виде прямой радиации.
По данным С. П. Хромова и М. А. Петросянца, 21% ее отражается от облаков и воздуха назад в космическое пространство. Остальная радиация поступает в атмосферу, где прямая радиация частично поглощается и рассеивается. Оставшаяся прямая радиация (24%) достигает земной поверхности, однако при этом ослабляется. Закономерности ослабления ее в атмосфере выражаются законом Бугера:
S = S0 * pm (Дж, или кал/см2, в мин),
где S – количество прямой солнечной радиации, достигшей земной поверхности, на единицу площади (см2), расположенной перпендикулярно солнечным лучам, S0 – солнечная постоянная, р – коэффициент прозрачности в долях от единицы, показывающий, какая часть радиации достигала земной поверхности, m – длина пути луча в атмосфере
1. Прямая солнечная радиация – радиация, приходящая к Земле непосредственно от солнечного диска.
- на перпендикулярную поверхность
- на горизонтальную поверхность
Инсоляция – поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность (S' = S sin h⊙)

Количество солнечной радиации, получаемое Землей, зависит:
1. От расстояния между Землей и Солнцем: ближе всего к Солнцу Земля в начале января, дальше всего – в начале июля; разница между двумя этими расстояниями – 5 млн км, вследствие чего Земля в первом случае получает на 3,4% больше, а во втором – на 3,5% меньше радиации, чем при среднем расстоянии от Земли до Солнца в начале апреля и в начале октября.
2. От угла падения солнечных лучей на земную поверхность, зависящего, в свою очередь, от географической широты, высоты солнца над горизонтом (меняющейся в течение суток и по временам года), характера рельефа земной поверхности.
3. От преобразования лучистой энергии в атмосфере (рассеяние, поглощение, отражение обратно в мировое пространство) и на поверхности Земли (среднее альбедо Земли – 43%).

Виды солнечной радиации
В атмосфере поглощается около 23% и рассеивается около 32% прямой солнечной радиации, входящей в атмосферу, причем 26% рассеянной радиации приходит затем к земной поверхности, а 6% уходит в Космос.
2. Рассеянная радиация (D, Вт/м², к Вт/м²) (рассеяние – отклонение световых лучей во все стороны от первоначального направления) приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода.
3. Суммарная радиация – вся солнечная радиация, приходящая к земной поверхности – прямая и рассеянная (составляет 50% от всей радиации, приходящей к верхней границе атмосферы):
Q = S sin h⊙ + D

Годовое количество суммарной солнечной радиации (МДж/(м2 год)
Суммарная радиация распределяется зонально, убывая от экваториально-тропических широт к полюсам в соответствии с уменьшением угла падения солнечных лучей. Отклонения от зонального распределения объясняются различной облачностью и прозрачностью атмосферы.
Наибольшие годовые величины суммарной радиации 7200– 7500 МДж/м2 в год приходятся на тропические широты, где малая облачность и небольшая влажность воздуха. Во внутриконтинентальных тропических пустынях (Сахара, Аравия), где обилие прямой радиации и почти нет облаков, суммарная солнечная радиация достигает даже более 8000 МДж/м2 в год.
Материки получают больше суммарной радиации, чем океаны, благодаря меньшей (на 15 – 30%) облачности над континентами. Исключение составляют лишь приэкваториальные широты, поскольку днем над океаном конвективная облачность меньше, чем над сушей.
В северном, более материковом полушарии суммарная радиация в целом больше, нежели в южном океаническом.

Зональное распределение суммарной солнечной радиации

Виды солнечной радиации
Суммарная солнечная радиация, приходящая на земную поверхность, частично от нее отражается и теряется ею (отраженная радиация), частично поглощается верхним слоем почвы или воды (поглощенная радиация).
4.Отраженная радиация (Rk) – около 3 %
(S sin h⊙ + D)А
А – альбедо поверхности = Rk/ Q · 100%
5. Поглощенная радиация (47 %)
Q – Rk или (S sin h⊙ + D) (1 – А)

Излучение земной поверхности и атмосферы
Поглощая радиацию, земная поверхность сама излучает длинноволновую радиацию
1. Собственное излучение земной поверхности Ез.
Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиацию (15%), так и собственное излучение земной поверхности. Нагретая атмосфера сама излучает длинноволновую радиацию.
2. Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением Еа.
3. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы – эффективное излучение Еэф = Ез - Еа

Виды солнечной радиации
Солнечная радиация – это коротковолновая радиация
Баланс коротковолновой радиации
Bk = (S sin h + D) – Rk
Излучение земли – длинноволновая радиация
Баланс длинноволновой радиации
Вd = Еа - Ез
B = (S sin h + D) + Еа – Rk – Ез
B = Q - Еэф - Rk

Радиационный баланс земной поверхности
Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности
B = Q – Rk - Еэф

Схема радиационного и теплового балансов земной поверхности (по К. Я. Кондратьеву)

Радиационный баланс земной поверхности за год [МДж/(м2 год)] (по С. П. Хромову и М. А. Петросянцу)

Радиационный баланс атмосферы
Приход радиации в атмосферу осуществляется за счет поглощения как коротковолновой солнечной радиации, так и длинноволнового земного излучения. Расходуется радиация атмосферой при встречном излучении, которое полностью компенсируется земным излучением, и за счет уходящей радиации.
–Rб = Еэф – Еа + Rп .
По расчетам специалистов, радиационный баланс атмосферы отрицательный (-29%).
В целом радиационный баланс поверхности и атмосферы Земли равен 0, т. е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия.
Нерадиационные способы передачи тепла уравновешивают радиационные балансы земной поверхности и атмосферы, приводя и тот и другой к нулю и не допуская перегрева поверхности и переохлаждения атмосферы Земли. Земная поверхность теряет 24% радиации в результате испарения воды (а атмосфера соответственно столько же получает за счет последующей конденсации и сублимации водяного пара в виде облаков и туманов) и 5% радиации при нагреве атмосферы от земной поверхности. В сумме это составляет те самые 29% радиации, которые избыточны на земной поверхности и которых недостает атмосфере.

Выводы:
Единственным источником энергии, имеющим практическое значение для хода экзогенных процессов в ГО, является Солнце. Тепло от Солнца поступает в мировое пространство в форме лучистой энергии, которая затем, поглощенная Землей, превращается в энергию тепловую.
Солнечный луч на своем пути подвергается многочисленным воздействиям (рассеяние, поглощение, отражение) со стороны различных элементов пронизываемой им среды и тех поверхностей, на которые он падает.

Выводы:
На распределение солнечной радиации влияют расстояние между Землей и Солнцем, угол падения солнечных лучей, форма Земли (предопределяет убывание интенсивности радиации от экватора к полюсам). В этом основная причина выделения тепловых поясов и, следовательно, причина существования климатических зон.
Влияние широты местности на распределение тепла корректируется рядом факторов: рельеф, распределение суши и моря, влияние холодных и теплых морских течений, циркуляция атмосферы.
Распределение солнечной теплоты осложняется еще и тем, что на закономерности горизонтального (вдоль земной поверхности) распределения радиации и тепла накладываются закономерности и особенности вертикального распределения.

Тепловой режим земной поверхности
Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее – атмосфера.
Поверхность, получающая и отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью.
В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход температур.

Тепловой режим атмосферы
Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности.
Теплота в атмосферу передается
конвекцией,
адвекцией,
конденсацией водяного пара.

Тепловой режим атмосферы
Вертикальный температурный градиент - изменение температуры воздуха на единицу расстояния (с высотой температура убывает).
В среднем он равен 0,6º на 100 м.
Изотермы – линии, соединяющие на карте точки с одинаковыми температурами.
Термический экватор - самая теплая параллель (в среднем за год) 10º с.ш. с температурой +27 ºС

Тепло по земной поверхности распределено зонально-регионально и зависит от:
географической широты,
распределения суши и моря,
рельефа,
высоты местности над уровнем моря,
распределения морских и воздушных течений.

Средняя годовая температура СП +15,2 ºС, ЮП +13,2 ºС.
Минимальная температура в СП достигала –77 ºС (Оймякон) (абсолютный минимум СП) и –67,8 ºС (Верхоянск).
В ЮП минимальные температуры гораздо ниже: на станциях «Советская» и «Восток» была отмечена температура –89,2 ºС (абсолютный минимум ЮП).
Самые высокие температуры наблюдаются в пустынях тропического пояса: в Триполи +57,8 ºС, в Калифорнии в Долине Смерти отмечена температура +56,7 ºС.

Тепловые пояса Земли

Атмосферное давление
Давление – сила, приходящаяся на единицу площади, направленная перпендикулярно к ней:
p = F / S
В каждой точке атмосферы имеется определенное атмосферное давление или давление воздуха.
Нормальное атмосферное давление – вес атмосферного столба сечением 1 см² на уровне моря при 0ºС на широте 45º, уравновешивается высотой ртутного столба 760 мм.
Н.а.д. = 1013,3 гПа
Единицы измерения в СИ – Па (давление силой в 1 ньютон, приходящееся на площадь 1 м²)
1 мбар = 100Па = 1гПа

Атмосферное давление
Барическая ступень - расстояние в метрах, на которое надо подняться или опуститься, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 гПа.
Вертикальный барический градиент - это изменение давления на единицу расстояния (за единицу расстояния принимается 100 м).

Барические системы

Давление воздуха в январе

Давление воздуха в июле

Барические центры действия атмосферы
Постоянные:
- экваториальная депрессия;
– Алеутский минимум (умеренные широты СП);
– Исландский минимум (умеренные широты СП);
– зона пониженного давления умеренных широт ЮП (Приантарктический пояс пониженного давления);
– субтропические зоны высокого давления СП:
Азорский максимум (Северо-Атлантический максимум)
Гавайский максимум (Северо-Тихоокеанский максимум)
– субтропические зоны высокого давления ЮП:
Южно-Тихоокеанский максимум (ю-зап. Ю.Америки)
Южно-Атлантический максимум (антициклон о. Св. Елены)
Южно-Индийский максимум (антициклон о. Маврикий)
– Антарктический максимум;
– Гренландский максимум.

Барические центры действия атмосферы
Сезонные:
СП:
– летний Южно-Азиатский минимум с центром около 30º с.ш. (997 гПа)
– зимний Азиатский максимум с центром над Монголией
(1036 гПа)
– летний Мексиканский минимум (Северо-Американская депрессия) – 1012 гПа
– зимний Северо-Американский и Канадский максимумы
(1020 гПа)
ЮП:
– летние (январские) депрессии над Австралией, Южной Америкой и Южной Африкой уступают место зимой австралийскому, южноамериканскому и южноафриканскому антициклонам.

Общая циркуляция атмосферы - совокупность воздушных течений планетарного масштаба или сравнимых по размерам с материками и океанами, захватывающих всю тропосферу и нижнюю стратосферу (до высоты около 20 км) и характеризующихся относительным постоянством. В ее основе лежат постоянные и сезонные воздушные потоки между центрами действия атмосферы.

Западные ветры умеренных широт -
ветровой поток, идущий в умеренные широты от тропического пояса повышенного давления.
В СП направление ветров юго-западное, в ЮП – северо-западное.

Восточный перенос полярных широт -
воздух перемещается от полярных областей повышенного давления в сторону пояса пониженного давления умеренных широт.
Представлен преобладающими северо-восточными ветрами в СП и юго-восточными в ЮП.

Муссоны — это устойчивые сезонные режимы воздушных течений с резким изме­нением преобладающего направления ветра от зимы к лету и от лета к зиме.

Выводы:
Исследование проблем, относящихся к движению атмосферы, приводит к установлению самой тесной связи между распределением температур на Земле, общей картиной барического рельефа и распределением ветров.
Можно построить логическую и закономерную цепь, последовательными звеньями которой являются:
форма Земли – специфическое (обусловленное формой Земли) распределение солнечной радиации – обусловленное радиацией распределение температуры – обусловленное температурой и вращением Земли распределение барического рельефа – обусловленная барическим рельефом циркуляция воздуха.

Антициклон - плоский нисходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью повышенного давления, с системой ветров от центра к периферии по часовой стрелке в СП и против часовой – в ЮП.

Циклон - плоский восходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью пониженного давления, с системой ветров от периферии к центру против часовой стрелки в СП и по часовой – в ЮП.

Тропические циклоны

Местные ветры – ветры, возникающие на ограниченных участках территории в результате влияния местных причин.
Характерны только для определенных географических районов.
1. Местные ветры термического происхождения:
- бризы
- горно-долинные
2. Местные ветры орографического происхождения:
- фен
- бора.

Бриз – ветер у береговой линии морей и больших озер, имеющий резкую суточную смену направления. Днем морской бриз дует в направлении на берег, а ночью – с берега на море.

Горно-долинные ветры – ветры с суточной периодичностью в долинах горных систем. Днем дует из устья долины вверх по долине, а также вверх по горным склонам. Ночью – вниз по склонам и вниз по долине, в сторону равнины.

Фён – теплый, сухой, порывистый ветер, дующий временами с гор в долины (кастек в горах Тянь-Шаня, гармсиль в Средней Азии, чинук в Скалистых горах).

Бора – сильный холодный и порывистый ветер, дующий с низких горных хребтов в сторону достаточно теплого моря (сарма на Байкале, норд в районе Баку, мистраль на Средиземноморском побережье Франции, нортсер в Мексиканском заливе, норд-ост в Новороссийске).

Воздушные массы (ВМ)- крупные объемы воздуха тропосферы и нижней стратосферы, обладающие относительно однородными свойствами (температура, влажность) и движущиеся как единое целое в одном из потоков ОЦА.
Выделяют 4 типа ВМ:
Экваториальные (ЭВМ)
Тропические (ТВМ)
Умеренные (УВМ)
Арктические/антарктические (АВМ).
В каждом типе выделяется два подтипа – морской и континентальный.

Влагооборот – непрерывный процесс перемещения воды под действием солнечной радиации и силы тяжести.
Основные звенья влагооборота в атмосфере: испарение, образование облаков, выпадение осадков.
Испарение – процесс перехода воды из жидкого состояния в газообразное.
Испаряемость – максимально возможное испарение при не ограниченных запасах воды.
Испарение и испаряемость совпадают над океанами, над сушей испарение всегда меньше испаряемости.

Интенсивность (количество воды в граммах, испаряющееся с 1 см2 поверхности в секунду (V = г/см2 в с) испарения с водной поверхности зависит от ряда факторов:
1) от температуры испаряющей поверхности: чем она выше, тем больше скорость движения молекул и большее их число отрывается от поверхности и попадает в воздух;
2) от ветра: чем больше его скорость, тем интенсивнее испарение, так как ветер относит насыщенный влагой воздух и приносит более сухой;
3) от дефицита влажности: чем она больше, тем интенсивнее испарение;
4) от давления: чем оно больше, тем меньше испарение, так как молекулам воды труднее оторваться от испаряющей поверхности.

Влажность воздуха – содержание водяного пара в воздухе.
Абсолютная влажность воздуха – реальное количество водяного пара в 1 м3 воздуха, г/м3.
Относительная влажность – отношение абсолютной влажности к максимальной (предельное содержание водяного пара при данной температуре), выраженное в процентах.

Атмосферные осадки - капли и кристаллы воды, выпавшие на земную поверхность из атмосферы.
Бывают: жидкие, твердые и смешанные.
К жидким относятся дождь (капли диаметром 0,5 – 6,0 мм) и морось (капельки менее 0,5 мм).
Твердые осадки:
снег в виде ледяных иголок, пластинок, шестилучевых снежинок и др.;
крупа ледяная и снежная (прозрачные или матовые крупинки диаметром 2 – 5 мм);
ледяной дождь (застывшие капли дождя диаметром 1–3 мм);
град – кусочки льда разной формы и величины (до 10 см в диаметре, массой до 0,5 кг).
К смешанным осадкам относится мокрый снег (снег с дождем)

Типы осадков по происхождению

Интенсивность осадков
выражается толщиной слоя воды в миллиметрах, который образуется на горизонтальной поверхности от выпавших осадков за определенный промежуток времени (минуту, сутки) при отсутствии стока, испарения и просачивания.

На географическое распределение осадков воздействуют следующие факторы:
1) основные (определяют зональность) –
температура воздуха и ОЦА;
2) дополнительные (определяют региональные различия) –
морские течения,
формы рельефа (наличие горных хребтов),
неравномерное распределение суши и океана.
Зоны осадков повторяют барические пояса, но с обратным знаком.

Типы годового хода осадков на примере северного полушария