Учение об атмосфере. Учебное пособие

Прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется не только поглощением, но и путем рассеяния, причем ослабляется более значительно.

Рассеянием называется преобразование части прямой солнечной радиации, которая до рассеяния распространяется в виде параллельных лучей в определенном направлении, в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеяние происходит в оптически неоднородном атмосферном воздухе, содержащем мельчайшие частицы жидких и твердых примесей - капли, кристаллы, мельчайшие аэрозоли, то есть в среде, где показатель преломления изменяется от точки к точке. Но оптически неоднородной средой является и чистый, свободный от примесей воздух, так как в нем вследствие теплового движения молекул постоянно возникают сгущения и разрежения, колебания плотности. Встречаясь с молекулами и примесями в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения,

рассеиваются.

Около 26 % энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Около 2/3 рассеянной радиации приходит затем к земной поверхности. Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличающийся от прямой радиации. Во-первых, рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Во-вторых,

рассеянная радиация отлична от прямой по спектральному составу, так как лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени. В спектре рассеянной радиации соотношение энергии разных длин волн по сравнению со спектром прямой радиации изменено в пользу более коротковолновых лучей.

4.6 Явления, связанные с рассеянием радиации. Суточный ход прямой и

рассеянной радиации

С рассеянием радиации связаны такие явления, как голубой цвет неба,

сумерки и заря, а также видимость. Голубой цвет неба - это цвет самого воздуха,

обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т.е. количества рассеивающих частиц, цвет неба

61

становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере - в черно-

фиолетовый. Чем больше в воздухе примесей более крупных размеров, чем молекулы воздуха, тем больше доля длинноволновых лучей в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Когда диаметр частиц тумана, облаков и аэрозолей становится более 1-2 мкм, то лучи всех длин волн уже не рассеиваются, а одинаково диффузно отражаются. Поэтому отдаленные предметы при тумане и пыльной мгле заволакиваются уже не голубой,

а белой или серой завесой. Поэтому же облака, на которые падает солнечный свет,

кажутся белыми.

Рассеяние солнечной радиации в атмосфере имеет огромное практическое значение, так как создает рассеянный свет в дневное время. В отсутствие атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней.

После захода Солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло Солнце, остается светлым и посылает к земной поверхности постепенно убывающую рассеянную радиацию. Аналогично утром еще до восхода Солнца небо светлеет больше всего в стороне восхода и посылает к земле рассеянный свет. Это явление неполной темноты носит название сумерек – вечерних и утренних. Причиной его является освещение Солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы и рассеяние ими солнечного света. Так называемые астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока Солнце не зайдет за горизонт на 18º, к этому моменту становится настолько темно,

что различимы самые слабые звезды. Астрономические утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом.

Первая часть вечерних астрономических сумерек или последняя часть утренних,

когда солнце находится под горизонтом не ниже 8º, носит название гражданских сумерек. Продолжительность астрономических сумерек изменяется в зависимости от широты и времени года. В средних широтах она от 1,5 до 2 часов, в тропиках меньше, на экваторе немногим дольше одного часа.

62

В высоких широтах летом солнце может не опускаться под горизонт вовсе или опускаться очень неглубоко. Если солнце опускается под горизонт менее чем на 18º, то полной темноты вообще не наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними. Это явление называют белыми ночами.

Сумерки сопровождаются красивыми, иногда очень эффектными изменениями окраски небесного свода в стороне Солнца. Эти изменения начинаются еще до захода и продолжаются после восхода Солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари -

пурпурный и желтый.

4.7 Поглощенная радиация. Радиационный баланс земной поверхности.

Уходящая радиация

Часть прямой и рассеянной солнечной радиации, поступающей к земной поверхности, ею отражается. Отражательная способность подстилающей поверхности зависит от ее физических свойств, цвета, состояния и характеризуется величиной альбедо.

Альбедо - это отношение отраженной (коротковолновой) радиации Rk к

суммарной , поступающей на подстилающую поверхность. Альбедо выражается в долях единицы или в процентах. Альбедо для свежевыпавшего снега составляет

80-95 %, для темных почв - 5-10 %.

Земная поверхность, поглощая суммарную солнечную радиацию

(коротковолновую), в то же время сама излучает длинноволновую радиацию. Часть этой энергии уходит в мировое пространство и в значительной части поглощается атмосферой. В этом поглощении большое участие принимают водяной пар, озон,

углекислый газ и пыль. Радиация, которая поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды называется поглощенной радиацией. Вследствие поглощения излучения Земли атмосфера нагревается и, в

свою очередь, излучает длинноволновую радиацию. Часть этой радиации направлена в сторону земной поверхности. Таким образом, в атмосфере создаются

63

два потока длинноволновой радиации, один из них состоит из излучения подстилающей поверхности и направлен вверх, а другой представляет радиацию атмосферы и направлен вниз. Разность этих двух радиаций называют эффективным излучением подстилающей поверхности Еэф.

Радиационный баланс подстилающей поверхности представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии. То есть радиационный баланс равен количеству энергии, поглощенной подстилающей поверхностью. В

ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению.

Радиационный баланс переходит от ночных отрицательных значений к дневным положительным после восхода Солнца при высоте его от 10º до 15º. От положительных значений к отрицательным он переходит перед заходом Солнца при той же его высоте над горизонтом. При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при высоте Солнца около 20 - 25º, так как при большом альбедо снега поглощение им суммарной радиации мало. Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты Солнца и убывает с ее уменьшением.

Уходящая радиация - длинноволновая радиация земной поверхности,

атмосферы и облаков, уходящая в космическое пространство. Ее географическое распределение и изменения во времени определяются, прежде всего, температурой земной поверхности и условиями облачности. При безоблачном небе она наиболее велика над пустынями; минимальной она является в областях плотного облачного покрова с высокой верхней границей.

64

5 Тепловой режим атмосферы

5.1 Причины изменения температуры воздуха

Распределение температуры воздуха в атмосфере и непрерывные изменения этого распределения называют тепловым режимом атмосферы. Тепловой режим атмосферы является важнейшей характеристикой климата и определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой.

Теплообмен осуществляется, во-первых, радиационным путем, то есть при собственном излучении из воздуха и при поглощении воздухом радиации Солнца,

земной поверхности и других атмосферных слоев. Во-вторых, теплообмен осуществляется путем теплопроводности - молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы. В-третьих, передача тепла между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара.

Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить независимо от теплообмена, адиабатически. Такие изменения температуры, как известно,

связаны с изменениями атмосферного давления, особенно при вертикальных движениях воздуха.

Различают индивидуальные и локальные (местные) изменения температуры.

Индивидуальными называют изменения температуры, происходящие в определенном количестве воздуха, сохраняющего свою целостность в процессе движения. Эти изменения происходят вследствие указанных выше процессов. Они характеризуют изменения теплового состояния данного определенного количества воздуха.

Локальными называют изменения температуры в некоторой точке внутри атмосферы с зафиксированными географическими координатами и с неизменной высотой над уровнем моря.

Изменения температуры, связанные с адвекцией - с притоком в данное место новых воздушных масс из других частей земного шара, называют адвективными.

65

Если в данное место притекает воздух с более высокой температурой, говорят об

адвекции тепла, если с более низкой - об адвекции холода.

5.2 Механизмы теплообмена между атмосферой и подстилающей

поверхностью

Земная поверхность, т.е. поверхность почвы или воды (а также растительного, снежного и ледяного покрова), непрерывно и разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх - в

атмосферу и вниз - в почву или в воду.

Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, то есть идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и тем самым теряет тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы,

путем турбулентной теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытая теплота, во втором теплота переходит в скрытое состояние.

5.3 Тепловой баланс

Алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю - это уравнение теплового баланса земной поверхности.

Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности обозначим буквой P. Такой же приход или расход путем теплообмена с более

66

глубокими слоями почвы или воды обозначим G. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земную поверхность обозначим LE, где L - удельная теплота испарения и E - масса испарившейся или сконденсировавшейся воды, -

радиационный баланс. Тогда уравнение теплового баланса земной поверхности примет вид

B + P + G + LE = 0

(4)

Уравнение теплового баланса действительно для любого времени, в том числе и для многолетнего периода.

Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует,

что температура поверхности не меняется. Если передача тепла направлена вниз,

то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в

значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды - в так называемом деятельном слое. Температура этого слоя, следовательно, и

температура земной поверхности при этом возрастают. При передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит, прежде всего, из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.

5.4 Суточный и годовой ход температур поверхности почвы и водоемов.

Различия в тепловом режиме почвы и водоемов

От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки вглубь почвы или воды попадает днем столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Так как за летние сутки тепла уходит вниз все-таки больше, чем приходит снизу, слои почвы и воды и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Сезонные изменения прихода-расхода тепла в почве и воде за

67

год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало.

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 легкоподвижной воде - также и путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена,

прежде всего, волнением и течениями. В ночное время суток и в холодное время года к такого рода турбулентности присоединяется термическая конвекция,

охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев и в связанной с ним передаче тепла играет также испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и поэтому более плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину [7]. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды более значительна, чем почвы, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.

В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве - менее одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, в почве

- только на 10-20 м.

Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который сильно нагревается. Член G

в уравнении теплового баланса для воды гораздо больше, чем для почвы, а Р соответственно меньше.

Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен его приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на

68

поверхности воды понижается медленно. На поверхности почвы температура при отдаче тепла падает быстро, тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу.

В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на поверхности воды, ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные

игодовые колебания температуры на поверхности почвы больше, и значительно больше, чем на поверхности воды.

Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем,

имало накапливает его к зиме. В результате температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.

5.5 Суточный ход температуры воздуха и его изменение с высотой.

Заморозки

Суточный ход температуры воздуха четко выражен и имеет периодический характер в ясную погоду. Эта периодичность может нарушаться облачностью,

осадками и адвекцией тепла или холода. При этом минимум температуры может сместиться на дневные часы, а максимум - на ночь.

Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от полуденной высоты Солнца, поэтому летом она больше чем зимой. В ясную погоду амплитуда больше,

чем в пасмурную. Суточные колебания температуры воздуха, связанные с теплообменом воздуха с подстилающей поверхностью, распространяются на более высокие слои атмосферы. Небольшие суточные колебания температуры обнаруживаются даже в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Но там они определяются уже процессами поглощения и излучения радиации, а не влиянием подстилающей поверхности.

69

Годовой ход температуры воздуха в нижней тропосфере определяется,

прежде всего, годовым ходом температуры подстилающей поверхности.

Заморозок в воздухе - это понижение температуры воздуха до 0 °С и ниже вечером и ночью при положительных средних суточных температурах. Заморозки бывают весной и осенью, когда средние суточные температуры воздуха уже или еще положительные.

Различают заморозки радиационные и адвективные. В большинстве случаев в возникновении заморозков играет роль как предварительная адвекция холодного воздуха (арктического) в данный район, так и последующее ночное излучение,

охлаждающее почву, а от нее - и прилегающий к ней воздух до отрицательных температур. Осенью возможны заморозки без холодных вторжений, в результате лишь радиационного выхолаживания, понижающего температуру воздуха.

Условием образования заморозков является ясная, безветренная ночь.

5.6 Годовая амплитуда температуры воздуха

Все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее, поэтому температура воздуха в каждом отдельном месте меняется в годовом ходе, средние месячные температуры в зимние месяцы ниже, в летние - выше.

Разность средних месячных температур самого теплого и самого холодного месяцев называют годовой амплитудой температуры воздуха.

Годовые амплитуды температуры над сушей значительно больше, чем над морем (так же как и суточные амплитуды). Даже над сравнительно небольшими материковыми массивами Южного полушария они превышают 15 ºС, а под широтой 60° на материке Азии (в Якутии) они достигают 60 ºС.

Малые амплитуды наблюдаются и во многих областях над сушей, и даже вдали от береговой линии, если в эти области часто приходят воздушные массы с моря. Повышенные амплитуды наблюдаются и над океаном, если в эти районы часто попадают воздушные массы с материка, например в западных частях океанов Северного полушария. Следовательно, величина годовой амплитуды температуры

70