16. Суммарная радиация, радиационный баланс, географическое распределение суммарной радиации и радиационного баланса на земном шаре в течение года, декабря и июня.

Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности – прямую и рассеянную – называют суммарной радиацией Q:

Q = Ssin h_O + D,

где S – энергетическая освещенность прямой солнечной радиацией. При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой с максимумом летом. Частичная облачность (не закрывает солнечный диск) увеличивает суммарную радиацию, полная облачность – уменьшает. В среднем облачность уменьшает солнечную радиацию. Поэтому летом до полудня и в первой половине года приходит радиации больше, чем после полудня и во второй половине года.

Географическое распределение годовых и месячных сумм суммарной радиации не вполне зонально. Отклонения объясняются различиями в прозрачности атмосферы и в облачности.

Особенно велики годовые суммы суммарной радиации в субтропических пустынях, в тропиках. Напротив, в приэкваториальных областях они значительно меньше. При движении от тропиков к более высоким широтам суммы радиации сначала падают, а в полярных районах растут, особенно в Антарктиде. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

В декабре наибольшие суммы наблюдаются пустынях южного полушария, наименьшие – в районе северного полярного круга (полярная ночь). В июне максимум приходится на пустыни Северной Африки и Азии, минимум – за южным полярным кругом. Потери радиации за счет отражения особенно велики (20%) в областях со снежным и ледяным покровом.

Радиационным балансом земной поверхности В называют разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением:

B = (S  sin h_O + D)(1 – A) – E_e.

В ночные часы отрицательный радиационный баланс равен по величине эффективному излучению. При высоте Солнца 10-15 значения радиационного баланса переходят через 0 (при наличии снежного покрова, имеющего очень большое альбедо – при высоте Солнца 20-25). Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты Солнца и падает с ее уменьшением. В Москве при средних условиях облачности среднее значение радиационного баланса летом 0,3 кВт/м², зимой близки к нулю (сотые доли кВт/м²).

Распределение радиационного баланса определяется распределением суммарной радиации и эффективного излучения. Эффективное излучение земной поверхности распределяется более равномерно, чем суммарная радиация (в более низких широтах растет собственное излучение Земли, но, поскольку воздух более влажный и теплый, растет и встречное излучение).

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме Гренландии и Антарктиды (избыток поглощенной радиации расходуется при фазовых преобразованиях воды). Для земной поверхности, таким образом, не существует радиационного равновесия, но существует тепловое.

В среднем радиационный баланс возрастает при движении из более высоких широт в более низкие. На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах (радиация поглощается в океане большим слоем, а эффективное излучение небольшое из-за низкой температуры поверхности воды). Существенные отклонения от зонального распределения наблюдаются в пустынях, где очень велико эффективное излучение в условиях сухого и малооблачного воздуха (очень маленькое встречное излучение). Баланс немного понижен в районах с муссонным климатом, где в теплое время года повышена облачность (следовательно, маленькое эффективное излучение), поглощенная радиация уменьшается.

В декабре радиационный баланс отрицательный на значительной части зимнего Северного полушария (севернее 40 с.ш.). Максимальные значения наблюдаются на Южном тропике (610² МДЖ/м²). В июне радиационный баланс положителен во всем Северном полушарии, отрицателен он южнее 40 ю.ш.). В России годовой радиационный баланс на суше колеблется от 410² МДж/м² на севере до 2110² МДж/м² на юге.

17. Излучение земной поверхности, встречное излучение, эффективное излучение, радиационный баланс земной поверхности.

Собственно излучение земной поверхности Е_s – длинноволновое излучение верхних слоев почвы и воды, снежного и растительного покрова. Излучение земли с большой точностью соответствует излучению серого тела, отличающегося от излучения черного тела на  = 0,95. Таким образом, по закону Стефана-Больцмана:

E_s = T⁴,

где  = 5,710⁸ Вт/м²К.

Максимум излучения Земли приходится на длины волн 10-15 мкм (инфракрасные). Собственное излучение Земли достаточно велико. Оно компенсируется поглощением солнечной и атмосферной радиации земной поверхностью.

Атмосфера нагревается, поглощая солнечную радиацию и излучение Земли. Кроме того, она получает тепло от земной поверхности путем теплопроводности, а также при конденсации водяного пара, испарившегося с земной поверхности. Нагретая атмосфера излучает сама. Около 70% этой радиации приходит к Земле и называется встречным излучением Е_а. Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное, является водяной пар, также (в более узких зонах спектра) достаточно много поглощают и излучают СО₂ и О₃, но их концентрация очень мала. Водяной пар, углекислый газ и другие газы, поглощающие длинноволновую радиацию, создают парниковый эффект – сохранение солнечного тепла в земной атмосфере.

Встречное излучение всегда меньше земного. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением называют эффективным излучением Е_е. Это чистая потеря лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности. Оно измеряется с помощью пиргеометров. В среднем земная поверхность теряет через эффективное излучение около половины того количества тепла, которое она получает от поглощенной радиации.

Радиационным балансом земной поверхности В называют разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением:

B = (S  sin h_O + D)(1 – A) – E_e.

В ночные часы отрицательный радиационный баланс равен по величине эффективному излучению. При высоте Солнца 10-15 значения радиационного баланса переходят через 0 (при наличии снежного покрова, имеющего очень большое альбедо – при высоте Солнца 20-25). Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты Солнца и падает с ее уменьшением. В Москве при средних условиях облачности среднее значение радиационного баланса летом 0,3 кВт/м², зимой близки к нулю (сотые доли кВт/м²).

19. Что такое барическое поле? Каким образом описывают барическое поле на уровне моря и в толще атмосферы? Какие карты строятся для описания барического поля? Какие барические системы обнаруживаются на этих картах? (вопросы 18-19 объединил, ибо одна хрень)

Форма барического поля непрерывно меняется во времени. Однако это многообразие можно расчленить на небольшое число барических систем. Барические системы с замкнутыми изобарами называются циклонами и антициклонами. В циклоне в центре пониженное давление и горизонтальные барические градиенты направлены от периферии к центру, в антициклоне – наоборот.

К барическим системам с незамкнутыми изобарами относятся ложбины и гребни. Ложбина – полоса пониженного давления между двумя областями повышенного. Изобары в ложбине близки к параллельным прямым или имеют форму буквы V (если ложбина является вытянутой переферийной частью циклона). Барические градиенты направлены от переферии к оси. Гребень – полоса повышенного давления между двумя областями пониженного. Изобары в гребне близки к параллельным прямым или имеют форму перевернутой буквы V, если гребень является переферийной частью антициклона.

Седловина – участок барического поля между расположенными крест-накрест двумя циклонами (или ложбинами) или антициклонами (или гребнями). Точка в центре седловины называется точкой седловины.

С высотой распределение давления становится ближе к распределению температуры (барическая ступень прямо пропорциональна температуре). В передней части циклона и в тыловой части антициклона температура высокая, в тыловой части циклона и в передней части антициклона – низкая. Таким образом, в расположенных рядом циклоне и антициклоне изотермы, и, следовательно, изобары в высоких слоя, имеют волнообразную форму (внизу изобары замкнуты). При этом над передней частью циклона и над тыловой частью антициклона находятся гребни, а над тыловой частью циклона и передней антициклона – ложбина.

В ряде случаев температура в области циклона или антициклона распределяется с высотой симметрично относительно приземного центра системы. В холодном циклоне (самая низкая температура в центре) барический и термический градиент совпадают по направлению, т.е. барический градиент с высотой увеличиваются, замкнутые изобары обнаруживаются до больших высот: холодный циклон является высоким. Если температура в центре наибольшая, то температурная составляющая барического градиента направлена противоположно барическому градиенту у Земли. Значит, с высотой барический градиент уменьшается. Теплый циклон, следовательно, является низким образованием. Холодные антициклоны являются низкими, а теплые – высокими.

Во всей толще тропосферы расположение изобарических поверхностей меняется во времени. Чтобы следить за этими изменениями, дважды в сутки составляют карты барической топографии.

Карта абсолютной барической топографии избранной изобарической поверхности – карта топографии этой поверхности относительно уровня моря. На этих картах отмечается высота данной изобарической поверхности в разных точках относительно уровня моря. Точки с одинаковыми высотами соединены изогипсами абсолютной топографии. В циклоне давление низкое в центре и понижается с высотой, поэтому он изображается на карте замкнутыми изогипсами со значениями высот, уменьшающимися к центру.

Карта относительной топографии избранной поверхности – карта топографии этой поверхности по отношению к нижележащей изобарической поверхности. На таких картах отмечаются высоты по отношению к нижележащей избранной изобарической поверхности. Точки одинаковых относительных высот соединены изогипсами относительной топографии. Относительная высота одной изобарической поверхности над другой зависит от средней температуры воздуха между этими двумя поверхностями. Чем больше относительная высота, тем больше температура слоя. Высота изобарической поверхности относительно другой есть фактически барическая ступень. Таким образом, карты относительной топографии показывают распределение температуры в атмосфере. Карты абсолютной и относительной барической топографии представляют вместе термобарическое поле атмосферы.

Набор карт абсолютной барической топографии за один срок наблюдений позволяет судить от трехмерном строении барического поля, последовательность – об изменении поля давления во времени. Аналогично, карты относительной топографии позволяют судить о строении и изменении термического поля.

Обычно в службе погоды карты барической топографии строятся не по геометрическим высотам изобарических поверхностей, а по их геопотенциалам. Абсолютный геопотенциал – потенциальная энергия единицы массы в поле силы тяжести. Геопотенциал изобарической поверхности в каждой ее точке есть работа, которую нужно совершить против силы тяжести, чтобы поднять единицу массы от уровня моря в данную точку:

.

Геопотенциал, таким образом, пропорционален высоте точке над уровнем моря. Для сопоставления геопотенциала с высотами вводят геопотенциальный метр:

Ф = Ф*/9,80665

Геопотенциальный метр измеряется в единицах работы и близок метру (точно равен ему на широте 45, где g действительно равно 9,80665). Итак, абсолютный потенциал изобарической поверхности равен работе, которую нужно совершить против силы тяжести, чтобы поднять единицу массы от уровня моря до заданной поверхности; относительный – чтобы поднять единицу массы от нижележащей изобарической поверхности до рассматриваемой. Очевидно, что относительный геопотенциал равен разности абсолютных двух поверхностей

20. Горизонтальный барический градиент, изменение барического градиента с высотой, ускорение воздуха под действием барического градиента.

Горизонтальный барический градиент – вектор, направленный по нормали к изобаре, в сторону низкого давления и по величине равные производной давления по нормали. Горизонтальный барический градиент представляет собой изменение давления на единицу расстояния в горизонтальной плоскости (на поверхности уровня) в направлении наиболее сильного убывания давления (полный барический градиент – пространственный вектор, направленный по нормали к изобарической поверхности в сторону поверхности с меньшим давлением). Вектор горизонтального барического градиента обозначают , а его модуль , где n – нормаль к изобаре. Поскольку изобары проведены через одинаковые интервалы давления, модуль горизонтального барического градиента обратно пропорционален расстоянию между изобарами.

При движении от более высокого давления к более низкому по нормали к изобаре (наиболее короткий путь) воздух приобретает ускорение тем больше, чем больше барический градиент. Следовательно, барический градиент есть сила, сообщающая воздуху ускорение, т.е. вызывающая ветер и меняющая его. Она имеет размерность H/м³, т.е. горизонтальный барический градиент – сила, отнесенная к единице объема. Чтобы получить выражение силы горизонтального барического градиента, действующей на единицу массы, нужно ее разделить на плотность.

Сила горизонтального барического градиента есть равнодействующая сил давления, действующая в горизонтальном направлении. Это единственная сила, которая приводит воздух в движение и увеличивает его скорость. Однако если бы на воздух действовала только эта сила, то движение воздуха было бы равномерно ускоренным, его скорость неограниченно росла. Но на воздух действуют и некоторые другие силы.

Наиболее значительная из них – отклоняющая сила вращения Земли или сила Кориолиса. Она имеет тот же порядок, что и сила горизонтального барического градиента, т.е. способна ее уравновесить.

Рассмотрим частицу, имеющую единицу массы. Пусть частица находится в простейшем барическом поле, которое описывается системой параллельных и равноотстоящих изобар. Трение отсутствует, частица находится в Северном полушарии. Под действием силы барического градиента частица начинает двигаться от высокого давления к низкому по нормали к изобаре. Но как только она начинает двигаться, на нее начинает действовать сила Кориолиса, отклоняющая частицу вправо от направления движения под прямым углом. Равнодействующая двух сил будет ускорять частицу.

По мере возрастания скорости частицы сила Кориолиса будет также возрастать, а значит, будет возрастать ее отклоняющее действие. В конце концов градиент давления будет полностью уравновешен силой Кориолиса. Это произойдет, когда сила Кориолиса будет направлена вдоль силы барического градиента в противоположную сторону и равна ему по величине. В этом случает единица массы воздуха будет совершать прямолинейное равномерное движение, называемое геострофическим. Ветер, являющийся результатом геострофического движения, называется геострофическим ветром. Скорость геострофического ветра направлена вдоль изобары вправо от силы барического градиента (низкое значение давление остается слева).

Поскольку модули двух сил равны, можно записать:

.

Отсюда можно получить выражение для скорости геострофического ветра:

.

Это выражение показывает, что скорость геострофического ветра прямо пропорциональна барическому градиенту и обратно пропорциональна плотности и синусу широты.

В реальности ветер близок к геострофическому в верхних слоях атмосферы, где трение не велико. Особенно точно приближение ветра к геострофическому в высоких широтах.

21. Скорость и направление ветра. Климатическое описание ветра в данном пункте наблюдений. Порывистость ветра. Суточный ход ветра.

Ветер – движение воздуха относительно земной поверхности. Ветер характеризуется вектором скорости. Под скоростью ветра понимают только числовое значение этого вектора, т.е. путь, проходимый индивидуальным объемом воздуха относительно земной поверхности за единицу времени. Направление вектора скорости называется направлением ветра. За направление ветра принимают азимут точки, откуда ветер дует.

Скорость ветра измеряется в м/с, в км/ч и в узлах (морская миля в час). Чтобы перевести скорость ветра из м/с в узлы, нужно ее умножить на 2. Скорость ветра также оценивается в баллах по шкале Бофорта (максимум – 12). Различают сглаженную и мгновенную скорость ветра. Скорость ветра измеряется анемометрами или флюгером Вильда.

Для атмосферных движений характерна квазигоризонтальность, т.е. скорость горизонтального переноса на несколько порядков превышает вертикальные скорости.

Для указания направления ветра используется 16 румбов: 8 основных и 8 промежуточных. Направление ветра измеряется с помощью флюгера и указателей румбов. Различают мгновенное и сглаженное направление ветра. Чтобы охарактеризовать климатический режим ветра, можно для каждого пункта построить диаграмму распределения повторяемости ветра по румбам – розу ветров. Для характеристики скорости строят розу средних скоростей ветров или совмещенные диаграммы направлений и скоростей. Для характеристики направлений ветров за определенный период используют равнодействующую всех направлений или преобладающее направление ветра.

В каждой точке атмосферы имеется ветер (штиль – ветер нулевой скорости). Таким образом, можно представить пространственное распределение ветра в виде векторного поля. Силовые линии этого поля (вектора являются касательными к ним) являются линии тока. Густота линий тока пропорциональна скорости ветра. Линии, соединяющие точки с одинаковыми скоростями ветра, называются изотахами.

Часто на картах линий тока наблюдаются точки и линии сходимости и расходимости, а также односторонние линии сходимости. Исходя из соображений сохранения массы, сходимость линий тока должна сопровождаться восходящим движением стекающегося воздуха, расходимость – нисходящим движением растекающегося воздуха. Причиной сходимости или расходимости в поле ветра могут быть особенности в распределении поля давления, влияние трения, орография подстилающей поверхности.