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.

Похожие записи