ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 4100
Скачиваний: 10
Солнечная радиация — главный источник энергии для всех физико-географических процессов, происходящих на земной поверхности и в атмосфере (см. Инсоляция). Количество солнечной радиации зависит от высоты солнца, времени года, прозрачности атмосферы. Для измерения солнечной радиации служат актинометры и пиргелиометры. Интенсивность солнечной радиации обычно измеряется по её тепловому действию и выражается в калориях на единицу поверхности за единицу времени. Сумма радиации, полученной небесным телом, зависит от расстояния между планетой и звездой— при увеличении расстояния вдвое количество радиации, поступающее от звезды на планету уменьшается вчетверо (пропорционально квадрату расстояния между планетой и звездой). Таким образом, даже небольшие изменения расстояния между планетой и звездой (зависит от эксцентриситета орбиты) приводят к значительному изменению количества поступающей на планету радиации. Эксцентриситет земной орбиты тоже не является постоянным - с течением тысячелетий он меняется, периодически образуя то практически идеальную круг, иногда же эксцентриситет достигает 5% (в настоящее время он равен 1,67%), то есть в перигелии Земля получает в настоящее время в 1,033 больше солнечной радиации, чем в афелии, а при наибольшем эксцентриситете - более чем в 1,1 раза. Однако гораздо более сильно количество поступающей солнечной радиации зависит от смен времён года — в настоящее время общее количество солнечной радиации, поступающее на Землю, остаётся практически неизменным, но на широтах 65 С.Ш. (широта северных городов России, Канады) летом количество поступающей солнечной радиации более чем на 25% больше, чем зимой. Это происходит из-за того, что Земля по отношению к Солнцу наклонена под углом 23,3 градуса.
21. Температурный режим подстилающей поверхности и атмосферного воздуха. Географические закономерности распределения температуры воздуха.
Тепловой баланс определяет температуру, ее величину и изменение на той поверхности, которая непосредственно нагревается солнечными лучами. Нагреваясь, эта поверхность, передает тепло (в длинноволновом диапазоне) как ниже лежащим слоям, так и атмосфере. Саму поверхность называют деятельной поверхностью.
Максимальное значение всех элементов теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы. Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечается летом, минимальные – зимой.
В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 14 часов, а минимум – около момента восхода Солнца. Нарушать суточный ход температуры может облачность, вызывая смещение максимума и минимума. Большое влияние на ход температуры оказывает влажность и растительность поверхности.
Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять +80оС и более. Суточные колебания достигают 40о. Величины экстремальных значений и амплитуды температур зависят от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, характера растительного покрова, ориентировки склонов (экспозиции).
Распространение тепла от деятельной поверхности зависит от состава подстилающего субстрата, и будет определяться его теплоемкостью и теплопроводностью. На поверхности материков подстилающим субстратом являются почвогрунты, в океанах (морях) – вода.
Почвогрунты в общем обладают меньшей чем вода теплоемкостью, и большей теплопроводностью. Поэтому они нагреваются и остывают быстрее, чем вода.
На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных значений температуры в течение суток запаздывает на каждые 10 см примерно на 3 часа. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температур. Амплитуда суточных колебаний температур с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы «затухают». Слой в котором они прекращаются называется слоем постоянной суточной температуры.
Чем больше период колебаний температур, тем глубже они распространяются. Так в средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких – на глубине 25 м, а в тропических широтах, где годовые амплитуды температур невелики – на глубине 5-10 м. Моменты наступления максимальных и минимальных температур в течение года запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр.
Температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.
Вода медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. К тому же солнечные лучи могут проникать на большую глубину, непосредственно нагревая более глубокие слои. Перенос тепла на глубину идет не столько за счет молекулярной теплопроводности, а в большей мере за счет перемешивания вод турбулентным путем или течениями. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, также сопровождающаяся перемешиванием.
Суточные колебания температуры на поверхности океана в высоких широтах в среднем всего 0,1ºС, в умеренных – 0,4ºС, в тропических – 0,5ºС, Глубина проникновения этих колебаний 15-20 м.
Годовые амплитуды температуры на поверхности океана от 1ºС в экваториальных широтах до 10,2ºС в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м.
Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум – через 2-3 часа после восхода Солнца. Годовой максимум температуры на поверхности океана в северном полушарии приходится на август, минимум – на февраль.
Распределение температуры в атмосфере определяется главным образом ее теплообменом с земной поверхности и поглощением солнечной радиации. Нижние слои атмосферы поглощают радиацию значительно слабее, чем верхние. Основным источником нагревания тропосферы, особенно ее нижних слоев, является тепло деятельной поверхности Земли.
Перенос тепла между деятельной поверхностью и атмосферной и перенос его в атмосфере осуществляют следующие процессы.
Тепловая конвекция – перенос объемов воздуха по вертикали, возникающий, при неравномерном нагревании различных участков поверхности. Над более прогретыми участками воздух становится теплее, а потому он легче окружающего и поднимается вверх. Над сушей тепловая конвекция возникает днем, а над морем – ночью и в холодное время года, когда водная поверхность теплее прилегающих слоев атмосферы.
Турбулентность – вихревое хаотическое движение небольших объемов воздуха в общем потоке ветра. Оно происходит вследствие непрерывного движения воздуха, отдельные объемы которого имеют различную скорость. С увеличением скорости движения воздуха турбулентность усиливается, образуются вихри различных размеров, вызывающие порывистость ветра. Следствием турбулентного характера движения является вертикальное и горизонтальное перемешивание воздуха в потоке ветра и интенсивный перенос тепла.
Молекулярный теплообмен – обмен теплом между деятельной поверхностью и прилегающим слоем атмосферы за счет молекулярной теплопроводности неподвижного воздуха. Поскольку коэффициент молекулярной теплопроводности воздуха очень мал, то значение этого теплообмена очень мало по сравнению с двумя предыдущими процессами.
Радиационная теплопроводность – перенос тепла потоками длинноволновой радиации деятельной поверхности и атмосферы. Действие этих потоков в нижних слоях атмосферы проявляется преимущественно ночью, когда солнечная радиация не поступает, турбулентность ослаблена, а тепловая конвекция отсутствует.
Конденсация (сублимация) водяного пара, поступающего с земной поверхности в атмосферу. При конденсации выделяется тепло, нагревающее воздух, особенно более высокие слои атмосферы, в которых образуются облака.
Из перечисленных процессов теплообмена основное значение имеют турбулентный теплообмен и тепловая конвекция. Но температура воздуха в данном месте может изменяться еще и в результате адвекции, то есть передвижения воздушных масс в горизонтальном направлении. Если происходит вторжение воздушных масс, имеющих более высокую температуру, чем воздух, ранее находившийся в данном месте, то происходит адвекция тепла, если же вторгаются более холодные массы – адвекция холода.
Нагревание и охлаждение воздуха в значительной мере зависит от свойств деятельного слоя Земли, но его влияние убывает с высотой.
Температура воздуха зависит от количества солнечного тепла, поступающего на земную поверхность. Поэтому, чем ближе к экватору, тем больше угол падения солнечных лучей, а значит, сильнее нагревается земная поверхность и выше температура приземного слоя атмосферы. Поэтому близ экватора средняя годовая температура равна +25 — +26°С, а на севере Евразии и Северной Америки — 10°С, а местами значительно ниже. Наиболее низкие температуры у полюсов.
Абсолютный максимум температуры воздуха зарегистрирован в Африке +57,8°С, а минимум –89,2°С в Антарктиде.
Распределение температуры воздуха у земной поверхности показывают посредством изотерм — линий, соединяющих точки с одинаковой температурой. О сложном ее распределении можно судить по картам средних январских, июльских и годовых изотерм. Изотермы не совпадают с параллелями, так как на распределение температур оказывает не только географическое положение, но и подстилающая поверхность, и циркуляция воздушных масс.
Температура воздуха изменяется и высотой, на 0,6° на каждые 100 м.
В связи с определенной закономерностью распределения температур воздуха на Земле, выделяют следующие тепловые пояса: жаркий (расположен в экваториальных широтах, между изотермами +20°С) ; умеренные (ограничены со стороны высоких широт изотермами +10°); холодные пояса (ограничены изотермами +10° и 0°).
22. вода в атмосфере. Абсолютная и относительная влажность воздуха. Испарение, испаряемость, конденсация и сублимация. Их значения и географическое распределение.
В атмосфере вода находится в трех агрегатных состояниях — газообразном (водяной пар), жидком (капли дождя) и твердом (кристаллики снега и льда). По сравнению со всей массой воды на планете, в атмосфере её совсем немного — около 0,001%, но её значение огромно. Облака и водяные пары поглощают и отражают избыток солнечной радиации, а также регулируют ее поступление на Землю. Одновременно они задерживают встречное тепловое излучение, идущее от поверхности Земли в межпланетное пространство. Содержание воды в атмосфере определяет погоду и климат местности. От него зависит, какая установится температура, образуются ли облака над данной территорией, пойдёт ли из облаков дождь, выпадет ли роса.
Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу, испаряясь с поверхности водоёмов и почвы. Его выделяют и растения — этот процесс называется транспирацией. Молекулы воды сильно притягиваются друг к другу благодаря силам межмолекулярного притяжения, и Солнцу приходится тратить очень много энергии, чтобы разделить их и превратить в пар. На создание одного грамма водяного пара затрачивается 537 калорий солнечной энергии. Нет ни одного вещества, у которого удельная теплота испарения была бы больше, чем у воды. Подсчитано, что за одну минуту Солнце испаряет на Земле миллиард тонн воды.
Водяной пар поднимается в атмосферу вместе с восходящими потоками воздуха. Охлаждаясь, он конденсируется, образуются облака, и при этом выделяется огромное количество энергии, которую водяной пар возвращает атмосфере. Именно эта энергия заставляет дуть ветры, переносит сотни миллиардов тонн воды в облаках и увлажняет дождями поверхность Земли.
Испарение состоит в том, что молекулы воды, отрываясь от водной поверхности или влажной почвы, переходят в воздух и превращаются в молекулы водяного пара. В воздухе они двигаются самостоятельно и переносятся ветром, а их место занимают новые испарившиеся молекулы. Одновременно с испарением с поверхности почвы и водоёмов происходит и обратный процесс — молекулы воды из воздуха переходят в воду или почву. Воздух, в котором количество испаряющихся молекул водяного пара равно количеству возвратившихся молекул, называется насыщенным, а сам процесс — насыщением. Чем больше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нём содержаться. Так, в 1м3 воздуха при температуре +20 °С может содержаться 17 г водяного пара, а при температуре -20 °С только 1 г водяного пара.
При малейшем понижении температуры насыщенный водяным паром воздух уже не способен больше вместить влагу и из него выпадают атмосферные осадки, например, образуется туман или выпадает роса. Водяной пар при этом конденсируется — переходит из газообразного состояния в жидкое. Температура, при которой находящийся в воздухе водяной пар насытит его и начнётся конденсация, называется точка росы.
Абсолютная влажность воздуха — количество водяного пара, содержащегося в воздухе, выраженное в граммах на кубический метр, иногда ещё называется упругостью или плотностью водяного пара. При температуре 0 °С абсолютная влажность насыщенного воздуха — 4,9 г/м3. В экваториальных широтах абсолютная влажность воздуха составляет около 30 г/м3, а в приполярных областях — 0,1 г/м3.
Процентное отношение количества водяного пара, содержащегося в воздухе, к количеству водяного пара, которое может содержаться в воздухе при данной температуре, называется относительной влажностью воздуха. Она показывает степень насыщения воздуха водяным. Если, например, относительная влажность равна 50%, это значит, что воздух содержит только половину водяного пара из того количества, которое он мог бы вместить при данной температуре. В экваториальных широтах и в полярных районах относительная влажность воздуха всегда высока. На экваторе при большой облачности температура воздуха не слишком высока, а содержание влаги в нём значительно. В высоких широтах влагосодержание воздуха низкое, но и температура не большая, особенно зимой. Очень низкая относительная влажность воздуха характерна для тропических пустынь — 50% и ниже.
Испаре́ние — процесс фазового перехода вещества из жидкого состояния в парообразное или газообразное, происходящий на поверхности вещества. Процесс испарения является обратным процессу конденсации (переход из парообразного состояния в жидкое). При испарении с поверхности жидкости или твёрдого тела вылетают (отрываются) частицы (молекулы, атомы), при этом их кинетическая энергия должна быть достаточна для совершения работы, необходимой для преодоления сил притяжения со стороны других молекул жидкости.