Поглощение солнечной радиации в атмосфере

В атмосфере поглощается сравнительно небольшое количество солнечной радиации, при этом главным образом в инфракрасной части спектра. Это поглощение - избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, и потому поглощение азотом практически не отражается на интенсивности солнечной радиации. В большей степени, но все же очень мало поглощает солнечную радиацию кислород - в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой его части. Более сильным поглотителем солнечной радиации является озон. Его содержание в воздухе, даже в стратосфере, очень мало; тем не менее он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию, что из солнечной постоянной теряется несколько процентов. В результате поглощения в верхних слоях атмосферы в солнечном спектре у земной поверхности не наблюдаются волны короче 0,29 мк.

Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра углекислый газ; но его содержание в атмосфере ничтожно, и поэтому поглощение им в общем незначительно. Основным же поглотителем радиации в атмосфере является водяной пар, сосредоточивающийся в тропосфере и, особенно в нижней ее части. Из общего состава солнечной радиации водяной пар поглощает значительную долю в инфракрасной области спектра. Хорошо поглощают солнечную радиацию также атмосферные аэрозоли, т. е. облака и твердые частички, взвешенные в атмосфере.

В целом в атмосфере поглощается 15-20% радиации, приходящей от Солнца к Земле. В каждом отдельном месте поглощение меняется с течением времени в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, главным образом водяного пара, облаков и пыли, так и от высоты солнца над горизонтом, т. е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути сквозь атмосферу.

 

14.Радиационый баланс и радиационый бюджет географической оболочки.

Тепловой баланс и режим земной поверхности и тропосферы.

 

радиацио́нный бала́нс

алгебраическая сумма потоков радиации в определённом объёме или на определённой поверхности. Напр., когда говорят о радиационном балансе атмосферы или системы «Земля – атмосфера», чаще всего подразумевают радиационный баланс земной поверхности, определяющий теплообмен на нижней границе атмосферы. Он представляет собой разность между поглощённой суммарной солнечной радиацией и эффективным излучением земной поверхности. Последнее, в свою очередь, равно разности собственного длинноволнового излучения и встречного длинноволнового излучения атмосферы. Радиационный баланс выражается в единицах энергии на единицу площади (напр., Вт/м²) в единицу времени. Он может быть измерен балансомером или вычислен по данным метеорологических измерений. Радиационный баланс имеет положительные и отрицательные значения. Положительные означают избыток тепла на поверхности земли, который компенсируется оттоком энергии в виде турбулентных и кондуктивных потоков, расхода тепла на фазовые переходы и т. д. Отрицательные означают недостаток тепла, и в этом случае он восполняется притоком энергии из атмосферы и/или из глубины почвы либо воды. Это, в свою очередь, определяет области прогрева или охлаждения воздуха над подстилающей поверхностью, что может влиять на режим атм. циркуляции. На Земле радиационный баланс колеблется в широких пределах: наибольшие его значения – в тропических океанах (до 1000 Вт/м²), наименьшие – в центр. р-нах Антарктиды, где они круглый год отрицательны.

 

В приходную часть бюджета входят прямая радиация Q, рассеянная радиация В и встречное излучение А. Расход (Е) состоит из отраженной радиации С и излучения земной поверхности И:
R = Q + D + E - C – И.
Если включить эффективное излучение I, то формула примет следующий вид:
R = Q + D – I – C.
Есть и другие формулы для выражения радиационного баланса:
R = Q (1-a) – I, где

Q – суммарная радиация, а – альбедо.
Радиационный баланс может быть положительным, когда приход тепла больше расхода, нулевым, когда они уравновешиваются, и отрицательным, когда потеря тепла (расход) больше прихода.

 

Теплово́й бала́нс Земли́; — баланс энергии процессов теплопередачи и излучения в атмосфере и на поверхности Земли.

Теплово́й бала́нс

Земли, соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля — атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является Солнечная радиация.

 

Сезонные колебания суммарной радиации
В экваториальных и тропических широтах высота Солнца и угол падения солнечных лучей по месяцам изменяются незначительно. Суммарная радиация во все месяцы характеризуется большими величинами, сезонная смена тепловых условий или отсутствует, или весьма незначительна. В экваториальном поясе слабо намечаются два максимума, соответствующие зенитальному положению Солнца.

В умеренном поясе в годовом ходе радиации резко выражен летний максимум, в котором месячная величина суммарной радиации не меньше тропической. Число теплых месяцев уменьшается с широтой.

В полярных поясах радиационный режим резко изменяется. Здесь в зависимости от широта от нескольких суток до нескольких месяцев прекращается не только нагревание, но и освещение. Летом же освещение здесь непрерывно, и это повышает сумму месячной радиации.

Тепловой баланс земной поверхности и системы Земля-тропосфера
Тепло, получаемое земной поверхностью, преобразуется и перераспределяется атмосферой и гидросферой. Тепло расходуется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен и на перераспределение тепла между сушей и океаном.

Наибольшее количество тепла расходуется на испарение воды с океанов и материков. В тропических широтах океанов на испарение затрачивается примерно 100-120 ккал/см² в год, а в акваториях с теплыми течениями до 140 ккал/см² в год, что соответствует испарению слоя воды в 2 м мощностью. В экваториальном поясе на испарение затрачивается значительно меньше энергии, то есть примерно 60 ккал/см² в год; это равносильно испарению однометрового слоя воды.

На материках максимальные затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным климатом. В тропических широтах суши расположены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах затраты тепла на испарение в океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97 % всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен около 20 % солнечной радиации.

Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования. Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и движении воздушных масс.

Максимальное для всей тропосферы количество тепла от конденсации водяного пара получают экваториальные широты - примерно 100-140 ккал/см² в год. Это объясняется поступлением сюда огромного количества влаги, приносимой пассатами из тропических акваторий, и поднятием воздуха над экватором. В сухих тропических широтах количество скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: менее 10 ккал/см² в год в материковых пустынях и около 20 ккал/см² в год над океанами. Решающую роль в тепловом и динамическом режиме атмосферы играет вода.

Радиационное тепло поступает в атмосферe также через турбулентный теплообмен воздуха. Воздух – плохой проводник тепла, поэтому молекулярная теплопроводность может обеспечить нагрев только незначительного (единицы метров) нижнего слоя атмосферы. Тропосфера нагревается путем турбулентного, струйного, вихревого перемешивания: воздух нижнего, прилегающего к земле слоя, нагревается, струями поднимается, на его место опускается верхний холодный воздух, который тоже нагревается. Таким образом тепло быстро передается от почвы воздуху, от одного слоя к другому.

Турбулентный поток тепла больше над материками и меньше над океанами. Максимального значения он достигает в тропических пустынях, до 60 ккал/см² в год, в экваториальной и субтропических зонах снижается до 30-20 ккал/см², а в умеренных – 20-10 ккал/см² в год. На большей площади океанов вода отдает атмосфере около 5 ккал/см² в год, и только в субполярных широтах воздух от Гольфстрима и Куросиво получает тепла до 20-30 ккал/см² в год.

В отличие от скрытой теплоты парообразования турбулентный поток атмосферой удерживается слабо. Над пустынями он передается вверх и рассеивается, поэтому пустынные зоны и выступают как области охлаждения атмосферы.

Тепловой режим континентов в связи с их географическим положением различен. Затраты тепла на испарение на северных материках определяется их положением в умеренном поясе; в Африке и Австралии – аридностью их значительных площадей. На всех океанах огромная доля тепла затрачивается на испарение. Затем часть этого тепла переносится на материки и утепляет климат высоких широт.

 

 

15.Качественые отличия географической оболочки от других оболочек Земли.

 

Качественные отличия Г. о. от других оболочек Земли: Г. о. формируется под действием как земных, так и космических процессов; исключительно богата разными видами свободной энергии; вещество присутствует во всех агрегатных состояниях; чрезвычайно разнообразна степень агрегированности вещества — от свободных элементарных частиц через атомы, ионы, молекулы до химических соединений и сложнейших биологических тел; концентрация тепла, притекающего от Солнца; наличие человеческого общества.

 

 

16.Основные закономерности географической оболочки.

 

Основными закономерностями географической оболочки являются: целостность, ритмичность, круговорот веществ и широтная зональность (высотная поясность), развитие (нарастание сложности структуры).

Остановимся на развитии географической оболочки более подробно. С философской точки зрения, развитие – это необратимое, направленное, закономерное изменение материи и сознания, их универсальное свойство. В результате развития возникает новое качественное состояние объекта – его состава и структуры. Различают следующие две формы развития: 1) эволюционное развитие (постепенность) и 2) революционное развитие (скачок). Выделяют также две линии развития: а) прогрессивное (восходящее) развитие и б) регрессивное (нисходящее) развитие.

Отмеченные свойства и закономерности географической оболочки характеризуют ее как самостоятельную целостную систему, свойства которой не сводятся к сумме свойств слагающих ее частей. Однако целостность этой системы отнюдь не означает ее внутреннего однообразия. Напротив, она характеризуется чрезвычайно сложной структурой, являясь неоднородной как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении.

В вертикальном направлении географическая оболочка распадается на ряд компонентных (частных) оболочек, в каждой из которых преобладает вещество в определенном агрегатном состоянии или форме ее организации. Эта дифференциация вещества произошла в процессе развития Земли как одной из планет Солнечной системы. Вещество частных оболочек формирует различные компоненты природы: рельеф с образующими его горными породами, почвы с корой выветривания, сообщества растений и животных (биоценозы), водные и воздушные массы и т.д.

Горизонтальная неоднородность географической оболочки обусловлена прежде всего территориальной дифференциацией энергии, связанной с формой и происхождением планеты Земля: различным количеством лучистой энергии, поступающей из Мирового пространства, и внутренней энергии Земли, получаемым тем или иным участком оболочки. Она также образовалась в процессе длительного развития географической оболочки и выражается в существовании природных территориальных и природных аквальных комплексов (соответственно – ПТК и ПАК) – исторически обусловленных и территориально ограниченных закономерных сочетаний взаимосвязанных компонентов природы. Эти комплексы и являются основным объектом комплексных физико-географических исследований.

Как вертикальная, так и горизонтальная неоднородность географической оболочки возникла в процессе ее формирования и развития, но вертикальная обусловлена исключительно дифференциацией вещества, а горизонтальная связана главным образом с пространственной дифференциацией энергии. Так как подавляющая часть энергии поступает в географическую оболочку извне и подвержена значительным изменениям в пространстве и во времени, горизонтальная дифференциация менее устойчива, более динамична и постоянно усложняется в процессе эволюции географической оболочки. В результате этого в пределах географической оболочки сформировалось большое количество ПТК разной величины и различной степени сложности, как бы вложенных друг в друга и представляющих собой систему соподчиненных единиц. Определенную иерархическую лестницу, так называемую единую таксономическую систему.

Единая таксономическая система природных комплексов. В единой иерархической системе таксономических единиц намечаются три уровня организации ПТК: планетарный (глобальный), региональный и топологический (локальный), обусловленные разными закономерностями дифференциации географической оболочки на каждом из этих уровней.

Топологические (локальные) природные комплексы. Каждый более мелкий комплекс возникает и обособляется в процессе развития вмещающего его более крупного ПТК, поэтому, чем мельче комплекс, тем он моложе, тем проще устроен и тем более динамичен.

17.Суточное движение Земли и его географические следствия..Понятие «Звездные сутки» и «Солнечные сутки».