1. Радиационный и тепловой баланс Земли. Тепловой режим атмосферы.

Земля одновременно получает и отдает солнечную радиацию. Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением (это разность между излучением земли и излучением атмосферы – Е_e =E_s - E_a) называется радиационным балансом поверхности.

Уравнение радиационного баланса поверхности Земли:

B = (S*sinh + D) * (1 - A) - E_e

Приход радиации расход

S- энергетическая освещенность прямой радиации

D- энергетическая освещенность рассеянной радиации

А- альбедо

(S*sinh + D) = Q – суммарная солнечная радиация

Радиационный баланс атмосферы состоит из поглощенной земной и солнечной радиации и атмосферного излучения. В течении года радиационный баланс поверхности положительный, а радиационный баланс атмосферы – отрицательный. Земля постоянно не нагревается, а атмосфера постоянно не остывает, т.к. между атмосферой и земной поверхностью обмен теплом происходит не только путем излучения, но и в результате теплопроводности, а также путем поглощения тепла при испарении и выделении при конденсации. Все эти пути обмена теплом учитываются в уравнениях теплового баланса, т.е. радиационный баланс является составной частью теплового баланса земли.

Уравнение теплового баланса поверхности Земли:

В – Р – G_n – L*E_u = 0

В – радиационный баланс

Р – передача тепла путем теплопроводности

G_n – передача тепла при теплообмене с более глубокими слоями почвы

L*E_u – потеря тепла при испарении

L – удельная теплота испарения

E_u – масса испарившейся или сконденсировавшейся влаги

Уравнение теплового баланса атмосферы:

В + Р + L*E_u = 0

В целом для планеты тепловой баланс равен 0, т.е. сколько тепла атмосфера и земная поверхность получают, столько и отдают.

Тепловой режим атмосферы.

Воздух нагревается не солнечными лучами непосредственно, а за счет передачи тепла ему от подстилающей поверхности. Эта передача тепла осуществляется путем излучения, молекулярного теплообмена и передачей скрытой теплоты парообразования. При нагревании воздуха от поверхности земли могут возникать небольшие беспорядочные восходящие токи – термическая конвекция и могут образовываться мощные восходящие и нисходящие потоки воздуха – упорядоченная конвекция.

Термическая конвекция может развиваться пока воздух имеет температуру выше той среды, в которой он поднимается. Если температуры станут равными поднятие прекратится. Если температура воздуха станет ниже температуры окружающей среды он будет опускаться.

Температура в таком поднимающемся воздухе меняется вследствие адиабатического процесса – т.е. температура воздуха изменяется без обмена теплом с окружающей средой, а за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию.

Поднимаясь воздух расширяется – он производит работу, затрачивая внутреннюю энергию и температура его падает. Если воздух опускается, он сжимается, энергия высвобождается и температура воздуха растет. Если воздух сухой или в нем есть водяные пары, но он ими не насыщен, он адиабатически охлаждается на 1^о на каждые 100 метров – это сухоадиабатический процесс.

Если воздух влажный, насыщен водяными парами, то его температура понижается менее чем на 1^о на каждые 100 метров, т.к. происходит конденсация влаги с выделением тепла – это влажноадиабатический процесс.

Вертикальное изменение температуры воздуха при адиабатическом процессе можно показать на графике с помощью линий – адиабат. График, на котором нанесены сухие и влажные адиабаты при различных значениях температуры и высоты называется аэрологической диаграммой.

Если влажный ненасыщенный воздух начинает подниматься, то его температура падает сначала по сухоадиабатическому процессу, затем, если воздух достигает состояния насыщения, его температура падает по влажноадиабатическому процессу. Если при этом вся влага выпадает в виде осадков, то воздух достигнув определенной высоты начнет опускаться, т.к. в нем нет влаги он будет нагреваться по сухоадиабатическому процессу, поэтому к поверхности Земли воздух придет более теплым, чем был первоначально – это псевдоадиабатический процесс.

Воздух нагревается от поверхности Земли, поэтому его температура с высотой понижается. Вертикальный градиент изменения температуры составляет 0,6 ^о на 100 метров. Он считается положительным, если температура воздуха с высотой понижается и отрицательным, если температура с высотой растет. Возрастание температуры воздуха с высотой – инверсия. Слой воздуха, в котором температура растет называется слоем инверсии. Инверсию температуры можно охарактеризовать:

1. Высотой нижней границы, т.е. высота, с которой начинается повышение температуры.

2. Разностью температур на верхней и нижней границе инверсионного слоя – это скачок температуры.

3. Толщина слоя, в котором наблюдается повышение температуры.

По высоте в тропосфере все инверсии можно разделить на приземные инверсии, инверсии в свободной атмосфере и инверсии в вертикальной изотермии.

Типы вертикальных изменений температуры при инверсии

Приземная инверсия начинается от поверхности земли. Инверсия в свободной атмосфере начинается на определенной высоте в атмосфере. Приземные инверсии могут быть:

1. Радиационными – инверсии, возникающие вследствие охлаждения нижнего слоя воздуха от охлажденной в результате излучения ночью поверхности. Такие инверсии часто наблюдаются весной и осенью и в ясные летние ночи. С ней связано явление заморозков. Заморозки – понижение температуры воздуха ночью до 0^оС и ниже при среднесуточной температуре выше 0^оС.

2. Орографические – инверсии, возникающие в результате застаивания воздуха в котловинах. Характерны для Сев.-Вос. Сибири России и они определяют низкие температуры в районе Верхоянска и Оймякона

3. Адвективные и Адвекция – горизонтальное перемещение воздушных масс. Адвективные инверсии возникают когда теплый воздух приходит на более холодную поверхность.

Инверсии в свободной атмосфере возникают в антициклонах (чаще в тропических и умеренных широтах). В антициклонах воздух опускается вниз при опускании воздух нагревается и нижележащие слои оказываются теплее вышележащих, наблюдается инверсия.