Общие сведения об атмосферных процессах

Особенности атмосферных процессов.

Экзосфера - внешний слой атмосферы свыше 450 км.

Главной особенностью атмосферных процессов является неоднородность атмосферы. Это объясняется тем, что атмосфера постоянно взаимодействует с поверхностью Земли, космической средой и Солнцем. Непосредственно от Солнца атмосфера нагревается мало в основном прогрев идет от земной поверхности, радиация идущая, от Солнца сначала поглощается земной поверхностью и так как поверхность Земли в свою очередь тоже неоднородна (суша, водная поверхность,лес, город), соответственно различным образом происходит нагрев атмосферы в различных географических районах.

Второй особенностью атмосферных процессов является наличие водяного пара в атмосфере. При определенных условиях водяной пар конденсируется, образуя различные атмосферные явления: облака, туманы, которые в свою очередь служат источником других атмосферных явлений: осадков, гроз, ряда оптических явлений и т.п.

Кроме того облака изменяют и энергетические ресурсы атмосферы т.к при их образовании (при конденсации водяного пара) высвобождается большое количество тепла, а появление облаков снижает приток тепла к земной поверхности и уменьшает потерю энергии земной поверхностью. Это усложняет изучение атмосферных процессов и их предсказание.

Третья особенность атмосферных процессов в том, что они беспрерывно и постоянно развиваются над всей территорией Земли. Это приводит к тому, что слежение за атмосферными процессами сложная и достаточно трудоемкая задача.

Четвертой особенностью атмосферных процессов является их разномасштабность. Масштабы атмосферных процессов могут колебаться от нескольких метров до тысяч километров по высоте и протяженности.

Источники тепла. В жизни атмосферы решающее значение имеет тепловая энергия. Главнейшим источником этой энергии является Солнце. Другие небесные тела также выделяют энергию, но она имеет незначительное влияние. Значительно больше тепловой энергии дает внутреннее тепло Земли. Но его настолько мало,что принимать его в расчет также нет никакой необходимости. Таким образом, единственным источником тепловой энергии на поверхности Земли можно считать только Солнце.

Солнечная радиация. Солнце, имеющее температуру фотосферы (излучающей поверхности) около 6000°, излучает энергию в пространство во всех направлениях. Часть этой энергии в виде огромного пучка параллельных солнечных лучей попадает на Землю, часть рассеивается, а часть поглощается атмосферой. Солнечная энергия, дошедшая до поверхности Земли в виде прямых лучей Солнца, носит название прямой солнечной радиации. Та часть солнечной энергии, которая рассеивается в атмосфере, называется рассеянной радиацией. Рассеянная солнечная радиация распространяется в атмосфере и попадает к поверхности Земли. Нами этот вид радиации воспринимается как равномерный дневной свет, когда Солнце полностью закрыто облаками или только что скрылось за горизонтом.

Прямая и рассеянная солнечная радиация, достигнув поверхности Земли, не полностью поглощается ею. Часть солнечной радиации отражается от земной поверхности обратно в атмосферу и находится там в виде потока лучей, так называемой отраженной солнечной радиации.

Рисунок 1. Расход солнечной энергии, поступающей на Землю.

Интенсивность солнечной радиации. Под интенсивностью прямой солнечной радиации понимают количество тепла в калориях, получаемого в 1 мин. от лучистой энергии Солнца поверхностью в 1 см², расположенной перпендикулярно к солнечным лучам.

На границе атмосферы, где исключено поглощающее и рассеивающее воздействие воздушной оболочки Земли, интенсивность прямой солнечной радиации равна приблизительно 2 кал на 1 см² поверхности в 1 мин. Эта величина носит название солнечной постоянной. Интенсивность солнечной радиации в 2 кал на 1 см² в 1 мин. дает такое большое количество тепла в течение года, что его хватило бы, чтобы расплавить слой льда в 35 м толщиной, если бы такой слой покрывал всю земную поверхность.

Интенсивость солнечной радиации непостоянна и зависит от широты места, сезона года, прозрачности атмосферы и отражательной способности земной поверхности или подстилающей поверхности, так ка это может быть вода, суша,леса, пустыни и т.п.

Влияние широты места на приток солнечной энергии к поверхности Земли. Уже одна только шарообразная форма Земли приводит к тому, что лучистая энергия Солнца распределяется на земной поверхности весьма неравномерно. Так, в дни весеннего и осеннего равноденствия (21 марта и 23 сентября) только на экваторе в полдень угол падения лучей будет 90° (рис. 2), а по мере приближения к полюсам он будет уменьшаться от 90 до 0°.

Рисунок 2.Изменение угла падения солнечных лучей в зависимости от широты места

Таким образом, если на экваторе количество полученной радиации принять за 1, то на 60-й параллели она выразится в 0,5, а на полюсе будет равна 0.

Земной шар, кроме того, имеет суточное и годовое движение, причем земная ось наклонена к плоскости орбиты на 66°,5. В силу этого наклона между плоскостью экватора и плоскостью орбиты образуется угол в 23°30^'. Это обстоятельство приводит к тому, что углы падения солнечных лучей для одних и тех же широт будут меняться в пределах 47° (23,5+23,5).

В зависимости от времени года меняется не только угол падения лучей, но также продолжительность освещения. Если в тропических странах во все времена года продолжительность дня и ночи приблизительно одинакова, то в полярных странах, наоборот, она очень различна. (полярный день и полярная ночь)

Влияние прозрачности атмосферы на приток солнечной радиации к поверхности Земли. У верхней границы атмосферы, то есть там где условно отсутствует атмосфера Земная поверхность на различных широтах за сутки получала бы следующее количество тепла, выраженное в калориях на 1 см² (см. таблицу 1).

Приведенное в таблице распределение радиации по земной поверхности принято называть солярным климатом.

Таблица 1. Количество тепла, получаемое Землей в зависимости от широты места.

Градусы широты
Среднее годовое
Летнее солнцестояние
Зимнее солнцестояние

Ослабление солнечной радиации в атмосфере. Солнечная радиация, проходя через атмосферу, испытывает рассеивание и, кроме того, поглощение. Оба эти процесса вместе ослабляют солнечную радиацию в значительной степени.

Рассеивание создается тем, что лучи света, преломляясь и отражаясь от молекул воздуха и частичек твердых и жидких тел, находящихся в воздухе, отклоняются от прямого пути идействительно «рассеиваются».

При увеличении количества водяных паров и особенно пылевых частиц рассеивание увеличивается и радиация ослабляется. В больших городах и пустынных областях, где запыленность воздуха наибольшая, рассеивание ослабляет силу радиации на 30—45%. Рассеивание обусловливает и самый цвет неба.

В небольшом количестве поглощают лучистую энергию основные газы, входящие в состав атмосферы. Однако водяной пар, озон, углекислый газ и пыль, наоборот, отличаются большой поглотительной способностью.

В тропосфере наиболее значительную примесь составляют водяные пары. Они особенно сильно поглощают инфракрасные (длинноволновые), т. е. преимущественно тепловые лучи. И чем больше водяных паров в атмосфере, тем естественно больше и поглощение. В естественных условиях количество водяного пара в атмосфере переменчиво и колеблется в пределах от 0,01 до 4% (по объему).

Очень большой поглотительной способностью отличается озон. Значительная примесь озона, как известно, находится в нижних слоях стратосферы (над тропопаузой). Озон поглощает ультрафиолетовые (коротковолновые) лучи почти полностью.

Большой поглотительной способностью отличается также и углекислый газ. Он поглощает главным образом длинноволновые, т. е. преимущественно тепловые лучи.

Пыль, находящаяся в воздухе, также поглощает некоторое количество солнечной радиации. Нагреваясь под действием солнечных лучей, она может заметно повысить температуру воздуха.

Из общего количества солнечной энергии, приходящей к Земле, атмосфера поглощает всего около 15%.

Ослабление солнечной радиации путем рассеивания и поглощения атмосферой для различных широт Земли очень различно. Это различие зависит прежде всего от

-угла падения лучей;

-от времени года;

-от прозрачности атмсферы.

При зенитном положении Солнца лучи, падая вертикально, пересекают атмосферу кратчайшим путем. С уменьшением угла падения путь лучей удлиняется и ослабление солнечной радиации становится более значительным (см таблицу 2)

Таблица 2. Путь солнечного луча через атмосферу в зависимости от широты места и степень его ослабления.

Угол падения лучей	90º	50º	30º	10º	0º
Длина пути лучей через атмосферу		1,30	2,00	5,56	35,4
Степень ослабления радиации	25%	31%	44%	80%	100%

Сложность влияния атмосферы на солнечную радиацию усугубляется еще тем, что пропускная ее способность очень сильно меняется в зависимости от времени года и прозрачности атмосферы. Например облачность в значительной мере ослабляет солнечную радиацию но тепло, поглощенное облаками, частью идет на нагревание атмосферы, а частью косвенным образом достигает и земной поверхности.

Суточный и годовой ход интенсивности солнечной радиации. Интенсивность прямой солнечной радиации у поверхности Земли зависит от высоты Солнца над горизонтом и от состояния атмосферы (от ее запыленности). Если бы прозрачность атмосферы в течение суток была постоянная, то максимальная интенсивность солнечной радиации наблюдалась бы в полдень, а минимальная — при восходе и заходе Солнца.

Содержание пыли, водяного пара и других примесей в атмосфере непрерывно меняется. В летний период, в полуденное время, когда происходит усиленное нагревание земной поверхности, возникают мощные восходящие токи воздуха, увеличивается количество водяного пара и пыли в атмосфере. Это приводит к значительному ослаблению солнечной радиации в полдень; максимум интенсивности радиации в этом случае наблюдается в дополуденные или послеполуденные часы.

Годовой ход интенсивности солнечной радиации также связан с изменениями высоты Солнца над горизонтом в течение года и с состоянием прозрачности атмосферы в различные сезоны. В странах северного полушария наибольшая высота Солнца над горизонтом бывает в июне месяце. Но в это же время наблюдается и наибольшая запыленность атмосферы. Поэтому максимальная интенсивность обычно приходится не на середину лета, а на весенние месяцы, когда Солнце довольно высоко поднимается над горизонтом, а атмосфера после зимы остается еще сравнительно чистой.

Суммарная солнечная радиация. Поверхность Земли в течение дня непрерывно получает тепло от прямой и рассеянной солнечной радиации или только от рассеянной радиации (при пасмурной погоде).

Суточное количество тепла, получаемого земной поверхностью от солнечной радиации, зависит от интенсивности радиации и от продолжительности ее действия в течение суток. В связи с этим минимум притока тепла приходится на зиму, а максимум на лето. В географическом распределении суммарной радиации по земному шару наблюдается ее увеличение с уменьшением широты местности.

Роль прямой и рассеянной радиации в годовом количестве тепла, получаемом земной поверхностью на разных широтах земного шара, неодинакова. В высоких широтах в годовой сумме тепла преобладает рассеянная радиация. С уменьшением широты преобладающее значение переходит к прямой солнечной радиации. Так, например, в бухте Тихой рассеянная солнечная радиация дает 70% годовой суммы тепла, а прямая радиация только 30%. В Ташкенте, наоборот, прямая солнечная радиация дает 70%, рассеянная только 30%.

Отражательная способность Земли. Альбедо. Как уже указывалось, часть солнечной радиации отражается в атмосферу.

Отношение величины солнечной радиации, отраженной данной поверхностью, к величине потока лучистой энергии, падающей на эту поверхность, называется альбедо.

Альбедо выражается в процентах и характеризует отражательную способность данного участка поверхности.

Альбедо зависит от характера поверхности (свойства почвы, наличия снега, растительности, воды и т. д.) и от величины угла падения лучей Солнца на поверхность Земли.

Отражающая способность у различных предметов неодинакова и зависит от высоты Солнца. При высоте солнца 45º она больше всего у снега и меньше всего у воды. При уменьшении угла отражающая способность увеличивается. Так, например, при высоте Солнца в 90° вода отражает только 2%, при 50° — 4%, при 20°—12%, при 5° — 35—70% (в зависимости от состояния водной поверхности).

В среднем при безоблачном небе поверхность земного шара отражает 8% солнечной радиации.

Кроме того, 9% отражает атмосфера.

Таким образом, земной шар в целом при безоблачном небе отражает 17% падающей на него лучистой энергии Солнца.

Если же небо покрыто облаками, то от них отражается 78% радиации.

Если взять естественные условия, исходя из того соотношения между безоблачным небом и небом, покрытым облаками, которое наблюдается в действительности, то отражательная способность Земли в целом равна 43%.

Излучение Земли. Земная и атмосферная радиация. Земля, получая солнечную энергию, нагревается и сама становится источником излучения тепла в мировое пространство. Однако лучи, испускаемые земной поверхностью, резко отличаются от солнечных лучей. Земля излучает лишь длинноволновые (λ 8—14 μ) невидимые инфракрасные (тепловые) лучи. Энергия, излучаемая земной поверхностью, называется земной радиацией.

Излучение Земли происходит и днем и ночью. Интенсивность излучения тем больше, чем выше температура излучающего тела. Земное излучение определяется в тех же единицах, что и солнечное, т. е. в калориях с 1 см² поверхности в 1 мин. Наблюдения показали, что величина земного излучения невелика. Обычно она достигает 15—18 сотых калории. Но, действуя непрерывно, она может дать значительный тепловой эффект.

Наиболее сильное земное излучение получается при безоблачном небе и хорошей прозрачности атмосферы. (это значит поверхность Земли быстрее отдает свое тепло, быстрее остывает).Облачность (особенно низкие облака) значительно уменьшает земное излучение и часто доводит его до нуля.

Части атмосферы подобно участкам земной поверхности излучают энергию в соответствии с их температурой. Эта энергия носит название атмосферной радиации. Интенсивность атмосферной радиации зависит от температуры излучающего участка атмосферы, а также от количества водяных паров и углекислого газа, содержащихся в воздухе. Атмосферная радиация относится к труппе длинноволновой. Распространяется она в атмосфере во всех направлениях; некоторое количество ее достигает земной поверхности и поглощается ею, другая часть уходит в межпланетное пространство.

Нагревание суши. Поверхность суши не однородна. В одних местах обширные просторы степей, лугов и пашен, в других — леса и болота, в третьих — почти лишенные растительного покрова пустыни. Понятно, что условия нагревания земной поверхности в каждом из приведенных нами случаев далеко не одинаковы.

Распределение тепла в воде. Распределение тепла в воде значительно определяется турбулентным перемешиванием. За счет большой теплоемкости воды океаны способны аккумулировать большое количество тепла. Они могут накапливать тепла в 20-30 раз больше чем суша.

Влияние растительного и снежного покрова. Растительный покров затеняет земную поверхность и тем самым уменьшает приток тепла к почве. В ночное время, наоборот, растительный покров предохраняет почву от лучеиспускания. Кроме того, растительный покров испаряет воду, на что тоже расходуется часть лучистой энергии Солнца. В результате почвы, покрытые растительностью, днем нагреваются меньше. Особенно это заметно в лесу, где летом почва значительно холоднее, чем в поле.

Еще большее влияние оказывает снежный покров, который благодаря малой теплопроводности защищает почву от чрезмерного зимнего охлаждения. Из наблюдений, производимых в Лесном (близ Ленинграда), оказалось, что почва, лишенная снежного покрова, в феврале в среднем на 7° холоднее, чем почва, покрытая снегом (данные выведены на основании 15-летних наблюдений). В отдельные годы зимой разность температуры доходила до 20—30°. Из тех же наблюдений оказалось, что почвы, лишенные снежного покрова, промерзли до 1,35 м глубины, тогда как под снежным покровом промерзание не глубже 40 см.