9

Лекция № 2 Тепловой режим атмосферы

УДК 551,46+551,5(075,3) Кузнецов Ю.М., к.т.н., доцент

кафедры «Судовождение».

План

1. Солнечная радиация и ее ослабление в атмосфере.

2. Теплообмен океана и атмосферы.

3. Температурные градиенты и стратификация атмосферы.

4. Температура воздуха и ее измерение.

1. Солнечная радиация и ее ослабление в атмосфере

Атмосферные процессы сопровождаются перераспределением огромных количеств энергии. Существуют три потенциальных источника тепловой энергии:

- лучистая энергия Солнца (солнечная радиация),

- энергия звезд и отражения от Луны солнечной энергии,

- внутреннее тепло остывающей Земли, поступающее на поверхность с термальными водами, гейзерами и т.д.

По сравнению солнечной энергией энергия звезд и Земли ничтожно малы.

Энергия Солнца генерируется в результате термоядерной реакции превращения атомов водорода в атомы гелия, вследствие чего температура Солнца изменяется от 15·10⁶ К в центре ядра солнечного вещества до 6000⁰С на его поверхности.

Плотность излучения Солнца по длинам волн неравномерна. Около 99% интенсивности радиации – приводится на диапазон волн от 0,17 до 4 мк. На верхней границе атмосферы интенсивность радиации составляет

1,96 кал/см² мин. Это солнечная постоянная.

Солнечный спектр состоит из трех частей:

- ультрафиолетовая ( λ = 0,17 …40мк), - 5%

- видимая (λ = 0,4… 0,76мк), - 52%

- инфракрасная (λ = 0,76… 4,0мк). – 43%.

Проходя через атмосферу Земли. Солнечная радиация испытывает отражение, поглощение и рассеяние.

Результирующее влияние атмосферы на солнечную радиацию называется ослаблением лучистой энергии. Величина ее составляет 17-25%. За счет этого изменяется соотношение частей солнечного спектра: у поверхности Земли: на ультрафиолет приходится около 1%, на видимую часть около 40%, на инфракрасную около 59%.

Солнечная радиация в атмосфере поглощается озоном, водяным паром, углекислым газом, а также облаками и твердыми частицами примесей.

Атмосферный воздух – оптически неоднородная среда, рассеивающая солнечную радиацию. В результате этого освещаются места, куда не проникают прямые солнечные лучи. Полуденное значение рассеянной радиации летом для умеренных широт составляет около 25% от прямой радиации. Наличие неплотных просвечивающих облаков увеличивают рассеянную радиацию в 3-4 раза.

На долю прямой радиации приходится 75-80% потока на верхней границе атмосферы. Плотные облака прямую радиацию не пропускают, а легкие и прозрачные пропускают при высоте Солнца над горизонтом более 15-20⁰.

Часть падающей на подстилающую поверхность Земли (ПП) коротковолновой радиации Солнца отражается (отраженная радиация), часть поглощается (поглощенная радиация). Отражательная способность ПП характеризуется величиной (А_Аб). Средняя величина альбедо моря составляет 5-14%, суши 10-30% т.е. море получает тепла на 10-20% больше.

2. Теплообмен океана и атмосферы.

Электромагнитное излучение Солнца, попадая на поверхность планеты, превращается в тепловую энергию. Получив от Солнца энергию, Земля сама становится источником теплового излучения т.к. температура земной поверхности невелика (от +70 до -88⁰С), то вся уходящая радиация Земли размещена в спектре от 4,0 до 180мк. с максимумом 10-15мк.

Нагрев атмосферы происходит за счет теплообмена с подстилающей поверхностью Земли. Нагретая атмосфера сама становится источником длинноволнового излучения, 70% которого направленно к поверхности Земли (встречное излучение), дополняя коротковолновую радиацию Солнца.

Большая часть солнечной энергии поглощается земной поверхностью, которая вследствие своей физической неоднородности (океан, суша, различие в рельефе, холодные и теплые течения и т.д.) нагревается неодинаково. Различно будет нагреваться и атмосферный воздух, прилегающий к поверхности. Более теплые объемы воздуха будут подниматься вверх, а более холодные будут опускаться вниз. Перемещение воздуха носит турбулентный характер и носит название термической турбулентности или конвекции.

В океанах и морях перенос тепла с водной поверхности вглубь осуществляется путем турбулентного обмена. Важную роль в перемешивании слоев воды играет и испарения. При значительном испарении верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности на глубину, вытесняя наверх менее соленую и холодную воду.

Солнечная радиация проникает в воду глубже чем в почву. В ночные часы при охлаждении верхних слоев, тепло с глубины передается частично вверх и уменьшает охлаждение поверхностного слоя воды.

В океанах суточные изменения температуры за счет большой теплоемкости воды изменяются незначительно, и составляют в умеренных широтах 0,1-0,2⁰С, а в тропиках около 0,5⁰, максимум температуры в океане наблюдаются в 15ч, а минимум через 2-3 часа после восхода Солнца.