Эффективное излучение

Эф. излуч. называют разность между собственным излучением ЗП и встречным излучением атмосферы. Eэф = Eз – Eа

Встречное излучение всегда меньше земного. Эф. излучение представляет собой баланс длин. радиации на земной п-ти Вд.

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю луч. энергии и тепла с ЗП ночью. Измеряется пиргеометрами. Собственное излучение – по закону Стефана-Больцмана, зная тем-ру ЗП. Эф. излуч. зависит от темп-ры ЗП, от темп-ры и влажности воздуха, облачности. С повыш. темп-ры ЗП Е эф увелич., а с повышением темп-ры и влажности – уменьш. Особенно сильно на эф излуч. влияют облака. Если облака плотные и темп-ра их близка к темп-ре ЗП, то Ез=Еа и Еэф = 0. Суточный ход эф. излуч. имеет макс. в 12-14 часов и мин. перед восходом солнца. В безоблачную погоду эф. излуч. в среднем изменяется от 70 до 140 Вт/м2. Годовой ход эф.из. в районах с континентальным климатом характеризуется макс. в летние месяцы и мин. в зимние. Макс. значения 280-300 эф.из. наблюд. над сушей днем. В районах с морским климатом годовой ход эф. излуч. выражен слабее, чем в районах, располож. в глубине континента. Над океанами в тропич. широтах ср. значение эф. излуч. около 80, т.к. в течении года колеблется от 56 до 115. Поглощая зем. излуч. и посылая встречное излучение к ЗП, а. уменьшает охлаждение последнее в ночное время. днём она мало препятствует нагреванию ЗП солн. рад.. Это влияние а. на тепловой режим - Способность атм-ры пропускать коротковолновую рад. и задерживать длинноволновую рад. ЗП назыв. парниковым эффектом. Он обеспеч. небольшие перепады темп-ры в течении суток. Расчёты показ., что при отсутствии атм-ры средняя темп-ра деятельного слоя Земли снизилась бы на 38 С и наша планета была бы покрыта вечными льдами. В настоящее время атм-ра разогревается засчёт выбросов при сжигании углеводородного топлива и парниковый эффект усиливается.

12. Тепловой режим атм-ры: сут-ый и год. ход темп-ры воздуха. Амплитуда темп-ры воздуха. Изменение темп-ры воздуха с высотой. Изменения темп-ры приземного слоя воздуха в течение суток и года обусловлены периодическими колебаниями темп-ры подстилающей пов-ти и наиболее чётко выражены в его нижних слоях. В суточном ходе кривая имеет по одному макс. и мин. Мин. Знач. Темп-ры наблюд. перед восходом Солнца. Затем она непрерывно повыш., достигая наиб. значений в 14-15 ч, после чего начинает снижаться до восхода Солнца. Амплитуда темпер-ых колебаний — важная хар-ка погоды и климата, зависящая от ряда условий. Амплитуда суточных колебаний темп-ры воздуха зависит от погодных условий. В ясную погоду амплитуда больше, чем в пасмурную, т.к. облака днём задерживают солн. рад., а ночью уменьшают потерю тепла земной поверхностью путём излучения. Амплитуда зависит и от времени года. В зимние месяцы при малой высоте Солнца в средних широтах она понижается до 2-3 °С. Оказывает большое влияние на суточный ход темп-ры воздуха рельеф: на выпуклых формах рельефа (на вершинах и на склонах гор и холмов) амплитуда суточных колебаний меньше, а в вогнутых (ложбины, долины, котловины) больше по сравнению с равнинной местностью. Назначение амплитуды влияют и физ. св-ва почвы: чем больше суточный ход на самой пов-ти почвы, тем больше суточная амплитуда темп-ры воздуха над ней. Раст. покров уменьш. амплитуду суточных колебаний темп-ры воздуха среди растений, т.к. он днём задерживает солн. рад., а ночью — земное излучение. Особенно заметно уменьш. суточные амплитуды лес. Годовой ход темп-ры воздуха в разных геогр-х зонах различен в зависимости от широты и местоположения. По средней многолетней амплитуде и по времени наступления экстремальных темп. выделяют 4 типа годового хода темп-ры воздуха. Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдают два слабовыраженных макс. темп-ры — после весеннего (21.03) и осеннего (23.09) равноденствия, когда Солнце находится в зените, и два мин. — после зимнего (22.12) и летнего (22.06) солнцестояния, когда Солнце находится на наименьшей высоте. Тропический тип. В тропич. широтах наблюдают простой годовой ход темп-ры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Тип умеренного пояса. Мин. и макс. значения темп-ры отмечаются после солнцестояний. Полярный тип. Мин. темп-ры в годовом ходе вследствие полярной ночи сдвигается на время появления Солнца над. Макс темп-ры в Северном полушарии наблюдается в июле. На годовой ход темп-ры воздуха оказывает влияние и высота места над ур. моря. С увелич. высоты годовая амплитуда уменьш.. В тропосфере темп-ра воздуха с высотой пониж., в среднем на 0,6 ºС на каждые 100 м высоты. Однако в приземном слое распределение темп-ры может быть различным: она может и уменьш., и увелич., и оставаться постоянной. Представление о распред. темп-ры с высотой даёт вертикальный градиент темп-ры (ВГТ): Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (летом больше, чем зимой) и времени суток (днём больше, чем ночью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его темп-ра на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым посевом или лугом. Это обусловлено различиями в темп-ом режиме этих поверхностей. Измен. темп-ры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днём и летом ; если ВГТ = 0, то темп-ра с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то темп-ра увелич. с высотой и такое распределение температуры называют инверсией. В зависимости от условий образования инверсий в приземном слое атм-ры их подразд. на радиационные и адветивные. 1. Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании ЗП. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днём. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ночные (летние) и зимние. 2. Адвективные инверсии образуются при адвекции (перемещении) теплого воздуха на холодную подстилающую пов-ть, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающегося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные инверсии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего темп-ру выше 0°С, на пов-ть, покрытую снегом. Понижение темп-ры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега

13. Заморозки: адвективные , радиационные, адвективно-радиационные. Меры борьбы с заморозками.

Заморозки- понижение темп-ры воздуха до 0 и ниже ,в то время, когда среднесуточные темп-ры выше 0. Типы заморозков: 1. Адвективные- наблюд. в результате вторжения холодных арктических масс ,вызывая быстрое пониж. темп-ры. Охватывают больше площади и мало зависят от местных условий. 2. Радиационные – наблюд. в ясную погоду, возникают в результате радиационного выхолаживание почвы ,пониж. темп-ры в ясные тихие ночи при интенсивном измерении и инверсионном распред. темп-ры. 3. Адвективно-радиационные-в умеренных широтах в конце весны. Они обусловлены вторжением холодного арктического воздуха, имеющего полож. темп-ру, близкую к 0. Поскольку такой воздух прозрачный, ночью происходит дополнительное выхолаживание пов-ти, а от неё возникают заморозки. Охватывают большие площади. Меры борьбы с заморозками: дымление, дождевание, облачность, укрываение(теплицы), турбулентное перемешивание воздуха.

14.Отличия тепловых режимов почв и водоёмов. Тепловой режим почвы. Распространение тепла в почве. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов. Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в воде —путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на пов-ти вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев и связанной с ним передаче тепла играет и испарение. При значительном испарении с пов-ти моря верхний слой воды становится более солёным и плотным, вследствие вода опускается с пов-ти в глубину. Радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же кол-во тепла нагревает массу воды до меньшей тем-ры, чем такую же массу почвы. Сов-ть явлений поступления, переноса, аккумуляции и отдачи тепла называется тепловым режимом почвы. Он форм-ся под влиянием климата (потока солн. рад., условий увлажнения, континентальности и др.), а также условий рельефа, раст-ти и снежного покрова. Осн. показателем теплового режима почвы, кот. характеризует её тепловое состояние,  является темп-ра почвы. Темп-ра почвы определяется притоком солн. радиации и тепловыми св-ами самой почвы. В связи с суточной и годичной цикличностью в поступлении радиации Солнца для темп-ры почвенного профиля характерна суточная и годовая периодичность. Тепловой режим деятельной пов-ти (почвы, воды) опред-ся радиационным балансом. Кол-во лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой деятельной пов-тью, зависит от её цвета, состава, структуры. Тепло от пов-ти почвы передается вглубь почвы главным образом путем МОЛЕКУЛЯРНОЙ ТЕПЛОПРОВОДНОСТИ. При распростр-ии тепла вглубь происходит поглощение его каждым слоем почвы. Чем глубже располож. слой, тем меньше он получ. тепла и тем меньше повыш. его темп-ра в суточном и годовом ходе. При охлаждении почвы вследствие излучения тепло из глубины почвы путем молекулярной теплопроводности передается к ее поверхности. Поэтому чем глубже расположен слой почвы, тем меньше он будет охлаждаться в суточном и годовом ходе. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов. Основное отличие в нагревании воды, по сравнению с сушей, заключ. в том, что тепло в воде передается преимущественно путём турбулентности. Поэтому и нагрев, и охлаждение в водоёмах распространяется на на толстый слой, чем в почве, к тому же вода имеет большую теплоемкость, чем почва. Вследствие этого изменения темп-ры на пов-ти воды очень малы в течение суток. Амплитуда суточного хода составляет десятые доли градуса: около 0,1-0,2 ° C в умеренных широтах и около 0,5 ° C в тропиках. Суточных ход темп-ры воды на пов-ти океана имеют макс. около 15-16часа и мин. через 2-3 часа после восхода Солнца. Год-ая амплитуда колебаний темп-ры на пов-ти водоёмов значительно больше, чем суточная. Но она меньше, чем годовая амплитуда колебаний тем-ры на пов-ти почвы. Во внутренних морях и глубоководных озерах возможны значительные амплитуды - до 20 ° C и более. Как суточные, так и годовые колебания температуры в воде наблюдаются в значительно больших глубин, чем в почве. Суточные колебания в морях наблюд. на глубинах до 15-20 м, а годовые - до 150-400 м.

15. Водный режим атм-ры. Влагооб.: малый, большой, внутримат. Водный баланс.

Водный режим атмосферы - непрерывный процесс перемещения воды, связанный с ее фазовыми преобразованиями, происходящий в границах климатической системы и явл-ся важнейшим климатообр. процессом.

Различают внутренний и внешний влагооборот.

Выпадение осадков на ограниченной территории суши за счет водяного пара, образов-ся над этой территорией, наз-ся внутренним влагооборотом данной территории. При внешнем влагообороте вы­падают осадки из водяного пара, образовавшегося за пределами данной территории.

Выделяют большой, малый и внутриматериковый влагооборот.

В большом влагообороте взаимодействуют атм-ра, лито­сфера, гидросфера и биосфера. Испарение с пов-сти океана и суши и транспирация обеспеч. поступление водяного пара в атм-ру. Облака, попадая в потоки общей циркуляции атм-ры, переносятся на значительные расстояния, а осадки могут вы­падать в любой точке на пов-ти Земли. С частей континентов вода вновь поступает в Океан путём поверхностного (речного и ледникового) и подземного стока.

Малый влагооборот - над океанами, взаимодей­ствуют атм-ра и гидросфера. Испаряющаяся с пов-ти Океана влага в большей своей части выпад. обратно на морскую пов-ть. Благодаря испар-ю в атм-­ру поступ. водю пар, образуются облака и выпад. осадки над океанами.

Внутриматериковый влагооборот, для областей вну­треннего стока.

Территории, не имеющие стока в Мировой океан, называют областями внутреннего стока (бессточными). 32 млн км². Вода, испарившаяся с замкнутых территорий суши и вновь выпад. на нее же, образует внутриматериковый круговорот. Крупнейшие области Арало-Каспийская, Сахара, Аравия, Центрально-Австралийская. Воды этих областей обмениваются влагой с периферийными областями и океаном в основном путём переноса её воздушными течениями.

Водный баланс Земли – равенство между кол-ом воды, поступ. на пов-ть земного шара в виде осадков, и колом воды, испаряющейся с пов-ти.