Тепловий баланс

План

ТЕПЛОВИЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРИ

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

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.

У підручнику "Кліматологія" /Дроздов 0.0. та ін., 1989/ наведено схему теплового балансу системи Земля — атмосфера в відносних одиницях за Шнайдером і Деннетом. 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.

Дата добавления: 2014-01-04