Добавил:
Upload Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:
опорн.консп.спДокумент Microsoft Word.doc
Скачиваний:
332
Добавлен:
02.03.2016
Размер:
2.82 Mб
Скачать

4. Солнечная радиация и ее ослабление в атмосфере.

Атмосферные процессы сопровождаются перераспределением огромных количеств энергии (в конечном счете все виды энергии – тепло). Для нашей планеты существуют три потенциальных источника тепловой энергии: лучистая энергия Солнца (солнечная радиация), энергия звезд и солнечная, отраженная от Луны, и, наконец, внутреннее тепло остывающей Земли, поступающее на поверхность в результате тектонических процессов с термальными водами, гейзерами и пр. Энергия звезд и внутреннее тепло Земли ничтожно мало по сравнению с солнечной радиацией, поэтому лучистую энергию Солнца рассматривают как единственный источник всех энергетических процессов на Земле.

Распределение энергии в спектре Солнца по длинам волн неравномерно. Его можно аппроксимировать законом Планка. Около 99% солнечной энергии приходится на длины волн γ от 0,1 до 4 мкм. Эти волны называются короткими. Только один процент солнечной энергии приходится на длинные волны (γ > 4 мкм). В коротковолновом участке солнечного спектра можно выделить ультрофиолетовые волны (0,1 - 0,4 мкм), видимые волны (0,4 - 0,78 мкм) и ближние инфракрасные волны (0,78 - 4 мкм). На видимый участок солнечного спектра приходится почти половина энергии, излучаемой Солнцем. В видимом участке спектра самые короткие фиолетовые волны, а самые длинные – красные.

На ультрафиолетовую часть приходится около 5%, видимую – 52% и на инфракрасную – 43 %. В видимом участке спектра самые короткие фиолетовые волны. Максимум солнечного излучения приходится на волны длиной 0,47 мкм, что соответствует сине-голубому участи солнечного спектра. Самые длинные волны – красные.

У поверхности Земли на ультрафиолетовую часть спектра приходится около 1 %, видимую – около 40 % и инфракрасную – около 60 %. Максимум излучения здесь приходится на длины волн около 0,56 мкм, что соответствует желто-зеленому участку спектра.

Солнечная радиация в атмосфере поглощается преимущественно озоном (ультрафиолетовые лучи), водяным паром и углекислым газом, также облаками и твердыми частицами примесей. В солнечном спектре у Земли не наблюдаются волны короче 0,29 мкм.

Атмосферный воздух – оптически неоднородная среда, рассеивающая лучистую энергию Солнца. В результате чего, например, освещаются места, куда не проникают прямые солнечные лучи. Рассеяние лучистой энергии в атмосфере происходит двояко: на молекулах и в аэрозоле. Интенсивность молекулярного и аэрозольного рассеяния различны. В результате этого процентное содержание лучей различной длины волн постоянно меняется, меняется и цвет небесной сферы, солнечного диска и пр. Электромагнитное коротковолновое излучение Солнца поступает к земной поверхности в виде прямой радиации, рассеянной и суммарной.

5. Теплообмен океана и атмосферы.

Температура поверхности Земли в среднем составляет 15° (288 К). Имея такую температуру, Земля излучает в атмосферу в основном длинноволновую инфракрасную (тепловую) радиацию. Длина волны, на которую приходится максимум энергии, составляет 10 мкм.

Атмосфера поглощает значительную часть длинноволнового излучения земной поверхности. Основными поглотителями длинноволновой радиации являются углекислый газ (СО2 ) и особенно вода (Н2 О), поскольку воды в атмосфере много. Облака состоят из жидкой (капли), твердой (кристаллы) и газообразной (водяной пар) воды. Они интенсивно поглощают длинноволновое излучение Земли, действуя как изоляционный слой, подобно стеклянным стенкам парника. Такое воздействие носит название парникового эффекта.

Тепловое состояние земной поверхности может характеризоваться, таким образом, разностью между теплом поглощенным и эффективным излучением. Эта разность называется радиационным балансом. Радиационный баланс может быть как положительным, так и отрицательным. Он переходит от положительных дневных к отрицательным ночным значениям перед заходом Солнца при высотах его 10–15°. Наличие снежного покрова увеличивает этот угол до 20–25°. Радиационный баланс моря на 10–20 % больше баланса суши за счет меньших значений альбедо воды, так как эффективное излучение этих поверхностей практически одинаково. Среднее многолетнее значение радиационного баланса равно нулю.

Большая часть солнечной энергии поглощается земной поверхностью, которая вследствие своей физической неоднородности (океан, суша, различия в рельефе, холодные и теплые течения и т. д.) нагревается неодинаково. Различно будет нагреваться и атмосферный воздух, прилегающий к этой поверхности. Более теплые объемы воздуха (как более легкие) будут подниматься вверх, а более холодные – опускаться вниз. Перемещения воздуха за счет различий плотности будут носить турбулентный характер и тем интенсивнее, чем быстрее падает температура воздуха с высотой. Такая турбулентность носит название термической турбулентности, или конвекции. Таким образом, тепло от ПП к атмосфере передается наряду с молекулярной и конвективной теплопроводностью.

Влияние радиационных факторов на перевозимые грузы.

В тропических широтах днем корпус судна в результате поглощения солнечной радиации сильно перегревается. Непосредственно на палубных перекрытиях температура может достигать 60-70°С. Это оказывает заметное воздействие на грузы, чувствительные к высоким температурам. Изменяется температурно-влажностный режим и в трюмах под палубой. В ночное время, при отрицательном радиационном балансе, корпус судна может стать холоднее наружного воздуха. Тогда температура охлаждающихся поверхностей может опуститься ниже точки росы трюмного воздуха. Такие колебания особенно велики в трюмах, расположенных над ватерлинией.

6. Температурные градиенты и стратификация атмосферы. Все метеорологические элементы изменяются в пространстве и во времени, т. е. являются функциями координат точки и времени. Пространственное распределение метеорологических элементов называют полями этих элементов. Изменчивость метеорологического элемента в пространстве удобно характеризовать градиентом этого поля. Градиентом метеорологического поля называется падение данной величины по нормали к поверхности равного значения этой величины, рассчитанное на единицу расстояния.

Для практических целей нецелесообразно оперировать пространственными градиентами метеорологических элементов, а находят их проекции на горизонтальную (уровенную) поверхность – горизонтальный градиент и вертикальную ось – вертикальный градиент. Вертикальный температурный градиент -–- обозначается γ и единицей измерения для него является градус температуры на 100 м высоты. Горизонтальный температурный градиент -измеряется в градусах на градус меридиана (примерно 100 км).

Падение температуры с высотой в среднем составляет 0,65°С на 100 м высоты. Уменьшение температуры с высотой объясняется наличием снежных шапок на вершинах гор даже в экваториальных широтах. Это является основной причиной того, что абсолютный минимум температуры на поверхности Земли (-89°С) наблюдается именно в южном полушарии, в центре Антарктиды, где высота над уровнем моря составляет более 4000 м. В северном полушарии абсолютный минимум темпертуры составляет -69°С . Наблюдается он в Якутии, примерно на уровне моря.

Стратификация атмосферы и погода.

При условии, если подстилающая поверхность теплая, а воздух холодный, температура с высотой быстро падает (более 1°С на 100 м высоты) в атмосфере развиваются вертикальные движения. Такая стратификация (распределение температуры с высотой) называется неустойчивой (рис.5).

Теплый воздух поднимается вверх, возникает термическая конвекция. Возможно образование и развитие конвективной облачности со всеми сопутствующими явлениями (ливневыми осадками, градом и т.д.).

Неустойчиво стратифицирован воздух в экваториальных широтах. В умеренных широтах неустойчивая стратификация наблюдается в тыловых частях циклонов и граничащих с ними антициклонов. Видимость там хорошая за исключением зоны выпадающих осадков.

При инверсионном распределении температуры с высотой стратификация воздуха устойчивая. Инверсия может образовываться непосредственно у поверхности Земли в результате радиационного охлаждения самого нижнего слоя воздуха, либо в некотором удаленном от поверхности Земли слое (рис.4). Причиной устойчивой стратификации может быть адвекция (горизонтальный перенос) теплой воздушной массы над слоем холодного воздуха или же результат опускания и нагревания воздуха. Такой устойчивый слой в атмосфере образует как бы потолок для конвекции, через который она пробиться не может. Под инверсией скапливаются примеси, ядра конденсации, водяные пары, принесенными сюда конвективными токами из нижних слоев атмосферы. Инверсия является верхним пределом, ниже которого образуется слоистая или слоисто-кучевая облачность.

Стратификация атмосферы будет устойчивой и при изотермии, то есть при постоянстве температуры с высотой, и даже при падении температуры с высотой, если это падение меньше, чем 1°С на 100 м высоты. Устойчивая стратификация препятствует развитию вертикальных движений. В таких условиях невозможно образование и развитие конвективной облачности. В холодное время года при устойчивой стратификации образуются туманы. Во все времена года с такой стратификацией связано ухудшение видимости, увеличение концентрации примесей в атмосфере.

Тут вы можете оставить комментарий к выбранному абзацу или сообщить об ошибке.

Оставленные комментарии видны всем.