Поступление солнечной радиации на земную поверхность и явления, связанные с ней. Радиационный баланс Земли.

⇐ ПредыдущаяСтр 2 из 14Следующая ⇒

Важнейшим источником, от которого поверхность Земли и атмосфера получают тепловую энергию, является Солнце. Оно посылает в мировое пространство колоссальное количество лучистой энергии: тепловой, световой, ультрафиолетовой. Излучаемые Солнцем электромагнитные волны распространяются со скоростью 300 000 км/с.

От величины угла падения солнечных лучей зависит нагревание земной поверхности. Все солнечные лучи приходят на поверхность Земли параллельно друг другу, но так как Земля имеет шарообразную форму, солнечные лучи падают на разные участки ее поверхности под разными углами.

Вся совокупность лучистой энергии, посылаемой Солнцем, называется солнечной радиацией, обычно она выражается в калориях на единицу поверхности в год.

Солнечная радиация определяет температурный режим воздушной тропосферы Земли.

Радиация, достигающая земной поверхности, состоит из прямой и рассеянной.

Радиация, приходящая на Землю непосредственно от Солнца в виде прямых солнечных лучей при безоблачном небе, называется прямой. Она несет наибольшее количество тепла и света.

Однако, проходя через атмосферу, примерно четвертая часть солнечной радиации рассеивается молекулами газов и примесями, отклоняется от прямого пути. Некоторая их часть достигает поверхности Земли, образуя рассеянную солнечную радиацию. Благодаря рассеянной радиации свет проникает и в те места, куда прямые солнечные лучи (прямая радиация) не проникают. Эта радиация создает дневной свет и придает цвет небу.

Все солнечные лучи, поступающие на Землю, составляют суммарную солнечную радиацию, т. е. совокупность прямой и рассеянной радиации.

Солнечная радиация распределяется по земле неравномерно. Это зависит:

1. от плотности и влажности воздуха - чем они выше, тем меньше радиации получает земная поверхность;

2. от географической широты местности - количество радиации увеличивается от полюсов к экватору.

3. от годового и суточного движения Земли - в средних и высоких широтах поступление солнечной радиации сильно изменяется по временам года, что связано с изменением полуденной высоты Солнца и продолжительности дня;

4. от характера земной поверхности - чем светлее поверхность, тем больше солнечных лучей она отражает. Способность поверхности отражать радиацию называется альбедо. Особенно сильно отражает радиацию снег (90 %), слабее песок (35 %), еше слабее чернозем (4 %), лес (10 %).

Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию (поглощенная радиация), нагревается и сама излучает тепло в атмосферу (отраженная радиация). Нижние слои атмосферы в значительной мерс задерживают земное излучение. Поглощенная земной поверхностью радиация расходуется на нагрев почвы, воздуха, воды.

Та часть суммарной радиации, которая остается после отражения и теплового излучения земной поверхности, называется радиационным балансом. Радиационный баланс земной поверхности меняется в течение суток и по сезонам года, однако в среднем за год имеет положительное значение всюду, за исключением ледяных пустынь Гренландии и Антарктиды.

Солнечные лучи отдают атмосфере до 20 % своей энергии, которая распределяется по всей толще воздуха, и потому вызываемое ими нагревание воздуха относительно невелико. Солнце нагревает поверхность Земли, которая передает тепло атмосферному воздуху за счет конвекции, т. е. вертикального перемещения нагретого у земной поверхности воздуха, на место которого опускается более холодный воздух. Именно так атмосфера получает большую часть тепла - в среднем в три раза больше, чем непосредственно от Солнца.

Присутствие в составе атмосферы углекислого газа и водяного пара не позволяет теплу, отраженному от земной поверхности, беспрепятственно уходить в космическое пространство. Они создают парниковый эффект, благодаря которому перепад температуры на Земле в течение суток не превышает 15 °С. При отсутствии в атмосфере углекислого газа земная поверхность остывала бы за ночь на 40-50 °С. В результате роста масштабов хозяйственной деятельности человека - сжигания угля и нефти на ТЭС, выбросов промышленными предприятиями, увеличения автомобильных выбросов - содержание углекислого газа в атмосфере повышается, что ведет к усилению парникового эффекта и грозит глобальным изменением климата.

Солнечные лучи, пройдя атмосферу, попадают на поверхность Земли и нагревают ее, а та, в свою очередь, отдает тепло атмосфере. Этим объясняется характерная особенность тропосферы: понижение температуры воздуха с высотой. Но бывают случаи, когда высшие слои атмосферы оказываются более теплыми, чем низшие. Такое явление носит название температурной инверсии.

Тепловой баланс Земли

Почти все тепло атмосфера, как и земная поверхность, получает от Солнца Другим источников нагрева принадлежит тепло, поступающей из недр Земли, но оно составляет лишь доли процента от общего количества тепла.

Хотя солнечное излучение и служит единственным источником тепла для земной поверхности, тепловой режим географической оболочки является не только следствием радиационного баланса Солнечное тепло превращается и делится под влиянием земных факторов, и прежде всего трансформируется воздушными и океаническими течениями Они же, в свою очередь, обусловлены неравномерным распределением по широтах солнечного излучения Это один из ярких примеров тесной связи и взаимодействия различных компонентов природы

Процесс поступления и расходования солнечной энергии, нагревание и охлаждение всей системы атмосферы Земли характеризуется тепловым балансом Если принять годовое поступление солнечной энергии на верхнюю границу атмосферы за 100%, то баланс солнечной энергии выглядит так: отражается от Земли и возвращается обратно в космическое пространство 42% (эта величина характеризует альбедо Земли), причем 38% атмосферой и 4% - поверхностью Земли. Остальные (58%) поглощается: 14% - атмосферой и 44% - земной поверхностью Нагретая поверхность Земли отдает обратно всю поглощенную ею энергию При этом излучение энергии земной поверхностью составляет 20%, на нагрев воздуха и испарение влаги расходуется 24% (5, 6% - на нагревание воздуха и 18, 4% - на испарение влаги).

Таковы общие характеристики теплового баланса земного шара в целом действительности же для разных широтных поясов, для различных поверхностей тепловой баланс будет далеко не одинаковым Так, тепловой баланс любой й территории нарушается при восходе и заходе Солнца, при смене времен года, в зависимости от атмосферных условий (облачности, влажности воздуха и содержания в нем пыли), характеру поверхности (вода или суша, лес или лука, снежный покров или обнаженная земля), высоты над уровнем моря Больше всего тепла излучается ночью, зимой и через разреженный чистый сухой воздух на больших высотах Но в итоге потери вследствие вы излучения компенсируются теплом, поступающей от Солнца, и на Земле в целом преобладает состояние динамического равновесия, иначе она разогревалась бы или, наоборот, охлаждалалась.

Типы годового хода температуры воздуха

Типы среднего изменения температуры воздуха у земной поверхности в течение года. Различают следующие главные Т. Г. X. Т. В.:

1) экваториальный — с небольшой годовой амплитудой (над океанами нередко меньше 1° и над материками 5—10°), двумя максимумами после равноденствий и двумя минимумами после солнцестояний;

2) тропический — с амплитудой порядка 5° над океанами и 20° над сушей, максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния;

3) умеренного пояса — с максимумом (в северном полушарии) в июле или августе и минимумом в январе или феврале (в морском климате позже, чем в континентальном), большой амплитудой, достигающей внутри материков 60° и более. Этот тип делится на подтипы: субтропический, собственно умеренный и субполярный;

4) полярный — с очень большой, даже и в морских пунктах, годовой амплитудой, максимумом в июле — августе и минимумом в марте, ко времени появления солнца.

Географическое распределение температуры воздуха

Температура воздуха у земной поверхности, в общем, уменьшается от экватора к полюсам в соответствии с зональным убыванием притока солнечной радиации, причем особенно значительные изменения температуры воздуха в меридиональном направлении наблюдаются в зимнее время года.

Распределение температуры воздуха над поверхностью Земли зависит от следующих четырех основных факторов:

1) широты,

2) высоты поверхности суши,

3) типа поверхности, в особенности от расположения суши и моря,

4) адвективного переноса тепла ветрами и течениями.

Влияние высоты местности на температуру воздуха исключено приведением температур к поверхности моря.

Влияние широты на величины температур сказывается в том, что с увеличением широты вне тропической зоны температура понижается. С увеличением широты угол падения солнечных лучей на земную поверхность все больше отклоняется от вертикали, следовательно, приходящая солнечная радиация проходит через более мощный слой атмосферы и распространяется на большую площадь поверхности Земли. При этом основная часть приходящей энергии отражается от этой поверхности.

8Характеристики влажности воздуха, их суточный и годовой ход. Географическое распределение влажности и ее изменение с высотой. Водный баланс Земли. Влагосодержание возд. зависит от того, сколько водяного пара попадает в атм. путем испарения в том же районе. Над океанами оно больше (исп. с пов. океана не ограничено зап. воды). В каждом данном районе влагосод. зависит и от атмосферной циркуляции: воздушные течения приносят в данный район возд. массы более влажные или более сухие. Для каждой темп. сущ. состояние насыщения, влагосодержание, которое не может быть превзойдено. Хар-ки вл. воздуха: упругость (давление) водяного пара, относительная влажность - процентное отношение фактич. упругости пара к упругости насыщающего при данной температуре, дефицит влажности - характеризует, сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной темп., абсолютная влажность - кол-во водяного пара в граммах, содержащегося в 1 м³ воздуха. (пов. с ростом темп. воздуха), удельная влажность - отношение плотности водяного пара к общей плотности влажного воздуха, точка росы – температура, при которой воздух становится насыщенным, отношение смеси – содерж. водяного пара в граммах на кл сухого воздуха.

Сут. и год. ход влагосодержания . Амплитуда сут.хода влагосод. в средних, широтах: весной и летом 2-3 мб, осенью и зимой 1-2 мб. Над морем и в приморской. обл: влагосод-е растет днем, когда темп. выше, так же в глубине материков в хол. время года. В теплое вр. года в глубине материка упругость пара имеет двойной суточный ход: первый min - рано утром, вместе с min темп-ры. Затем упругость пара растет вместе с темп., только до 9 утра, после убывает до 15 ч., когда наступает второй min. Затем снова растет до 21—22 ч., когда наступает второй max; после снова падает до утра.

Год. ход: летом больше, зимой меньше. Самый жаркий и самый холодный месяцы года - месяцы с наиб. и наим. упругостью пара.

Сут. и год. ход относит вл. Сут. ход обратен сут. ходу темп. При падении темп. отн. вл. растет, при повышении - падает. Сут. min отн. вл. совпадает с суточным max темп. воздуха, а сут. max отн. вл. совпадает с суточным min темп. В годовом ходе отн. вл. также меняется обратно температуре.

Географическое распределение зависит; 1) от испарения в каждом данном районе; 2) от переноса влаги возд. течениями из одних мест Земли в другие. Влагосодержание убывает с широтой. Кроме того, зимой оно понижено над материками в сравнении с океанами. Поэтому зимой изолинии влажности прогнуты над материками в напр. к экватору. Летом влажность над материками не увеличена в сравнении с океанами, несмотря на более высокую температуру. Изолинии влажности летом проходят близко к широтным кругам.

Гогр. расп. отн. вл. Отн. вл, зависит от влагосодержания воздуха и от его температуры. Она всегда высока в экваториальной зоне (отн. вл. доходит до 85% ). Она всегда высока и в Сев. Лед. ок., на сев. Атлант. и Тихого.(достиг. 85 %) В зимние месяцы отн. вл. высока над большей частью Европы, особенно над с-з: в январе 80—85%. Летом отн. вл. 75-80% в Индии. Очень низкая отн. вл. (до 50% и ниже) круглый год в субтропических и тропических пустынях: в Сахаре, Аравии, Мексике, Юж Америке, Юж. Африке, Австралии.

Изменение с высотой 1.С высотой упругость водяного пара убывает; убывает и абсол. и удельная влажн. Упругость и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее, чем общее давление и общая плотность воздуха. 2.Отн. вл. в общем с высотой убывает. Но на уровнях, где происходит облакообразование повышена. В слоях с температурными инверсиями она убывает очень резко, вследствие повышенной температуры.

Водн. баланс. Осадки испарение и сток являются составляющими водного баланса на земной пов-ти. На всем земном шаре в целом испарение равно осадкам, однако на суше и на океане, взятых по отдельности, испарение не равно осадкам: на океане оно в общем больше, чем осадки, а на суше меньше. Испарение в одних широтных зонах больше, в других меньше, чем осадки. Осадки превышают испарение в экваториальной зоне, примерно от 12° с. ш. до 8° ю. ш., а также к северу от 35-й параллели в северном полушарии и к югу от 45-й параллели в южном полушарии.

⇐ Предыдущая 123 4 5 6 7 8 9 10 Следующая ⇒