Инверсии в тропосфере

С инверсией температуры связаны определенные особенности состояния атмосферы. В частности, слои инверсии имеют наиболее устойчивую стратификацию и препятствуют развитию восходящих движений воздуха. Поэтому они называются задерживающими слоями.

Мощность инверсионных слоев атмосферы изменяется от нескольких метров до 2-3 км, а глубина их колеблется от 2 ° до 10° С и более.

Приземные инверсии распределяются на радиационные и адвективные.

Радиационные инверсии возникают при охлаждении приземного слоя атмосферы, выхолаживающейся путем излучения. Эти инверсии бывают ночными и зимними.

Адвективные инверсии образуются при адвекции теплого воздуха. То есть при приходе теплого воздуха на более холодную земную поверхность (весенние,. снежные)

в горизонтальном направлении.

Инверсии свободной атмосферы – это инверсии турбулентности, динамические, антициклонические, фронтальные.

Тепловой баланс земной поверхности

Общий приход +– расход энергии на поверхности земли называют ее тепловым балансом. Его можно выразить уравнением теплового баланса земной поверхности:

В = Р + L + СW , где

В – радиационный баланс;

Р – поток тепла между земной поверхностью и нижними слоями атмосферы;

L – турбулентный поток тепла в приземной слое атмосферы;

СW – тепло, затрачиваемое на испарение воды или выделяющееся при конденсации водяного пара на земной поверхности: С – теплота испарения, W – количество воды, испарившейся с единицы поверхности за интервал времени, для которого составлено уравнение.

Тепловой баланс системы Земля – атмосфера

Тепловой баланс системы Земля – атмосфера представляет собой алгебраическую сумму всех притоков тепла к вертикальному столбу единичного сечения, охватывающего всю толщу атмосферы и верхние слои почвы или водоемов.

В течение длительного периода времени Земли в целом, а также отдельно атмосфера и земная поверхность находятся в состоянии теплового равновесия, то есть не испытывают систематического непрерывного разогревания или выхолаживания. Средние их температуры почти не изменяются от одного многолетнего периода к другому. Из этого следует, что общий приход-расход тепла за такие периоды времени в системе Земля – атмосфера равен нулю.

На основании расчетов теплового баланса системы Земля-атмосфера М.И.Будыко вывел, что солнечная радиация, поглощаемая земной поверхностью, составляет 43% всей солнечной радиации, приходящей на внешнюю границу атмосферы. Эффективное излучение земной поверхностью составляет 15% последней величины. Таким образом, радиационный баланс земной поверхности составляет 28% радиации, приходящей на внешнюю границу атмосферы. Из этой величины 23% расходуются на испарение, а 5% теряются путем турбулентной теплоотдачи.

Контрольные вопросы к разделу о тепловом режиме атмосферы:

!. Как происходит передача тепла в атмосферу?

2. Каково влияние земной поверхности на нагревание и охлаждение воздуха?

3. От каких факторов зависит суточная амплитуда колебаний температуры воздуха?

4. Каково влияние растительного покрова на температуру воздуха?

5. Каковы причины заморозков?

6. Как изменяется температура воздуха с высотой?

7. Причины возникновения инверсий.

8. Какими факторами определяется тепловой баланс земной поверхности?

9. Что представляет собой тепловой баланс системы Земля-атмосфера?

10. Что такое вечная мерзлота?

11. Методы борьбы с заморозками.

12. За счет каких процессов в основном происходит передача тепла в атмосферу?

13. Типы годового хода температуры воздуха.

14. Что называется адвекцией?

15. Что называется уровнем конвекции и как он определяется?

16. Что такое температурная аномалия?

17. Отличие теплового режима суши от теплового режима водоемов.

18. Чем объясняется температурная инверсия?

19. Каков радиационный баланс земной поверхности?

20. Во сколько раз теплоемкость воды больше, чем у суши?

ЛЕКЦИЯ 9 Вода в атмосфере

Влагооборот

С поверхности океанов, других водоемов, влажной почвы и растительности в атмосферу испаряется вода, на что затрачивается большое количество тепла. При существующих в атмосфере условиях водяной пар может конденсироваться, сгущаться, собираясь в облака и тучи, стелясь по поверхности земли туманами. В процессе конденсации в атмосфере освобождается большое количество скрытого тепла. При определенных условиях из облаков выпадают осадки. Они тем самым уравновешивают испарение в целом для земного шара. От количества и распространения осадков зависят растительный покров, условия стока и режим рек, уровень озер, разрушение и промерзание почвы и т.д.

Понятно, что вода, испаряющаяся с мирового океана, выпадает в виде осадков не только над ним. Воздушными течениями водяной пар переносится на сушу и выпадает в виде осадков также и над ней.

Подсчитано, что на европейской территории СНГ в среднем за год выпадает только 10% осадков за счет воды, испарившейся с данной территории, что характеризуется как внутренний влагооборот. Остальные 90% осадков выпадают за счет воды, попавшей в воздух за границами данной территории, в особенности с Атлантического океана. Это значит, что внутренний влагооборот, даже для значительной территории суши, ненамного увеличивает количество осадков. Понятно, что наибольшее значение имеет внешний влагооборот, то есть выпадение осадков из водяного пара, принесенного извне на данную территорию, в основном с мирового океан.

Водяной пар в воздухе

Процентное содержание водяного пара в воздухе у земной поверхности составляет в среднем от 0,2% в полярных широтах до 2,5% у экватора. В отдельных случаях содержание пара повышается до 4%. Поэтому во влажном воздухе содержание других газов непостоянно.

Водяной пар от поверхности земли поднимается вверх и переносится воздушными течениями из одних мест в другие.

В атмосфере может возникать состояние насыщения при предельном содержании пара, и такой пар называется насыщающим, а воздух – насыщенным.

При понижении температуры насыщающий пар конденсируется, переходя в жидкое и твердое состояния, то есть водяные капельки или ледяные кристаллики облаков и туманов. Облака при этом могут вновь испаряться или выпадать на землю в виде осадков.. Поэтому содержание пара в каждом участке атмосферы непрерывно меняется.

Наличие в воздухе водяного пара сильно сказывается на тепловых условиях атмосферы. Ведь водяной пар интенсивно поглощает длинноволновую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверхность, и в свою очередь излучает ее сам. Этот эффект уменьшает ночное охлаждение земной поверхности и нижних слоев воздуха. При испарении тратится много тепла, которое затем при конденсации возвращается воздуху. Облака, возникшие в результате конденсации, отражают и поглощают солнечную радиацию на ее пути к земной поверхности.

Осадки являются важнейшим элементом погоды и климата, а атмосферный пар важен для физиологических процессов.

Содержание пара в воздухе называется влажностью, основными характеристиками которой являются упругость (давление) и относительная влажность.

Упругость водяного пара пропорциональна его давлению и его абсолютной температуре. Выражается в мм ртутного столба или в миллибарах.

Упругость водяного пара в состоянии насыщения называется упругостью насыщения. Это максимальная упругость водяного пара возможная при данной температуре. Например, при температуре 0 ° С упругость насыщения составляет 6,1 мб. На каждые десять градусов температуры упругость увеличивается вдвое.

Относительной влажностью называется отношение фактической упругости водяного пара к упругости насыщения при той же температуре, выраженная в процентах. Например, при температуре 20 ° С упругость насыщения равна Е - 23,4 мб; фактическая упругость пара равна е - 11,7 мб; влажность составляет r = е : Е х 100% - 50%.

Упругость водяного пара у земной поверхности меняется от сотых долей мб (в Антарктиде и Якутии) до 30 мб и более у экватора. Относительная влажность изменяется от 0 до 100%.

Изменение состава воздуха на высоте

Процентное содержание составных частей сухого воздуха до 100-120 км высотой почти не меняется. Воздух, находящийся в постоянном движении, хорошо перемешивается по вертикали, и атмосферные газы не рассеиваются по плотности. В условиях спокойной атмосферы доля более легких газов должна была бы возрастать с высотой. Выше 100 км такое расслоение газов по плотности начинается и постепенно увеличивается с высотой. Выше 200 км начинает преобладать кислород в атомарном состоянии. Под действием ультрафиолетовой радиации солнца двухатомные молекулы кислорода разлагаются на заряженные атомы. Выше 1000 км атмосфера состоит в основном из молекул гели и атомов водорода. С высотой изменяется и процентное содержание водяного пара, поступающего в атмосферу снизу и конденсирующегося вверху. Поэтому упругость и плотность водяного пара убывает с высотой быстрее, чем упругость и плотность остальных газов воздуха.

Озон в атмосфере

Процесс образования озона из двухатомного кислорода происходит в слоях атмосферы на высоте от 15 до 60 км при поглощении кислорода ультрафиолетовой радиацией солнца. Часть двухатомных молекул кислорода разлагается на атомы, атомы присоединяются к сохранившимся молекулам, образуя трехатомные молекулы озона. В слои ниже 15 км озон заносится при перемешивании воздуха. У земной поверхности его количество ничтожно. Самое максимальное количество озона наблюдается на высоте 25-30 км.

Приведенная толщина слоя трехатомного озона при нормальном атмосферном давлении составит 3 мм. Именно этот слой сильно поглощает солнечную радиацию вообще и почти полностью ультрафиолетовое излучение с длиной волны от 0,15 до 0,29 мк. Этим самым озон предохраняет живые организмы от губительного воздействия излишней солнечной радиации и ее ультрафиолетового излучения.

Жидкие и твердые примеси атмосферы

Кроме капелек и кристаллов воды в атмосферном воздухе находятся жидкие и твердые примеси в виде пыли почвенного и органического происхождения, твердых частиц дыма, сажи, тепла. В нем есть также капельки кислот, попадающие в воздух при лесных пожарах, сжигании топлива, вулканических извержениях. Присутствуют частички морской соли, разбрызгиваемые пенистыми волнами, различные микроорганизмы, пыльца и споры растений, космическая пыль из межпланетного пространства.

Особое место среди атмосферных примесей занимают продукты искусственного радиоактивного распада, сопутствующие взрывам атомов и термоядерных бомб.

Почти 95% примесей имеют радиус менее 5 мк, поэтому длительное врем могут удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Примеси удаляются из атмосферы при выпадении осадков, присоединяясь к капелькам дождя и снежинкам. Эти аэрозоли в наибольшем количестве находятся в нижних слоях атмосферы.

С увеличением высоты количество взвешенных частиц резко убывает. Над каждым квадратным см земной поверхности в атмосфере содержится 10⁸ и даже 10⁹ степени аэрозольных частиц, их общий вес в атмосфере равен 10⁸ степени тоннам.

Есть в воздухе и бактерии: над центральными частями океанов их содержится в каждом куб м несколько единиц. В то же время в воздухе больших городов содержится очень много разного рода, в том числе и вредных, примесей, а бактерий – десятки тысяч на куб.м.

От количества и рода аэрозолей в атмосфере зависит уровень поглощения радиации и целый ряд оптических явлений, свойственных коллоидным растворам. Аэрозоли монут переноситься воздушными течениями на большие расстояния. Например, песчаная пыль с просторов Африки оседает иногда на территории Европы.

Дымка, облака, туманы

Капельки воды и кристаллики льда в атмосфере могут как бы исчезать, испаряясь там же. Если они разрежены и мелки, то могут обнаруживаться по некоторому помутнению воздуха синеватого или сероватого цвета в виде так называемой дымки. Более плотное скопление капелек воды и кристалликов льда образуют облака и туманы. В каждом куб.см облака содержится несколько сотен капелек, то есть на один куб.м облака приходятся доли грамма воды. Поэтому облака могут длительное время удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии вследствие сопротивления воздуха с его восходящими движениями. В облаках может происходить укрупнение капелек, которые ,достигнув определенного размера, выпадают на землю в виде осадков. Туман – то же самое облако у поверхности земли.