Ce radiații nu ajunge la suprafața pământului. §21. Radiatie solara

ATMOSFERA

Atmosfera. Structura, compoziția, originea, semnificația pentru apărarea civilă. Procese termice în atmosferă. Radiația solară, tipurile sale, distribuția latitudinală și transformarea de către suprafața terestră.

Atmosfera – plicul de aer Pământul, ținut de gravitație și implicat în rotația planetei. Forța gravitației menține atmosfera aproape de suprafața Pământului. Cea mai mare presiune și densitate a atmosferei se observă la suprafața pământului, pe măsură ce vă ridicați, presiunea și densitatea scad. La o altitudine de 18 km, presiunea scade cu un factor de 10, iar la o altitudine de 80 km, cu un factor de 75.000. Limita inferioară a atmosferei este suprafața Pământului, limita superioară se presupune în mod convențional a fi o înălțime de 1000-1200 km. Masa atmosferei este de 5,13 x 10 15 tone, iar 99% din această cantitate este conținută în stratul inferior până la o înălțime de 36 km.

Dovezile pentru existența straturilor înalte ale atmosferei sunt următoarele:

La o altitudine de 22-25 km, în atmosferă se află nori sidefați;

La o altitudine de 80 km se văd nori noctilucenți;

La o altitudine de aproximativ 100-120 km se observă arderea meteoriților, adică. aici atmosfera are încă suficientă densitate;

La o altitudine de aproximativ 220 km începe împrăștierea luminii de către gazele atmosferei (fenomenul crepusculului);

Aurorele încep la aproximativ 1000-1200 km, acest fenomen se explică prin ionizarea aerului de către fluxurile corpusculare venite de la soare. O atmosferă extrem de rarefiată se extinde până la o altitudine de 20.000 km, formează coroana terestră, trecând imperceptibil în gaz interplanetar.

Atmosfera, ca și planeta în ansamblu, se rotește în sens invers acelor de ceasornic de la vest la est. Datorită rotației capătă forma unui elipsoid, adică. Grosimea atmosferei în apropierea ecuatorului este mai mare decât în ​​apropierea polilor. Are o proeminență în direcția opusă Soarelui, această „coadă de gaz” a Pământului, rară ca o cometă, are o lungime de aproximativ 120 de mii de km. Atmosfera este conectată cu alte geosfere prin schimbul de căldură și umiditate. Energia proceselor atmosferice este radiația electromagnetică a Soarelui.

Dezvoltarea atmosferei. Deoarece hidrogenul și heliul sunt cele mai comune elemente din spațiu, ele au făcut, fără îndoială, și parte din norul de gaz și praf protoplanetar din care a apărut Pământul. Datorită temperaturii foarte scăzute a acestui nor, prima atmosferă terestră ar putea consta doar din hidrogen și heliu, deoarece. toate celelalte elemente ale materiei din care era compus norul erau în stare solidă. O astfel de atmosferă se observă în planetele gigantice, evident, datorită atracției mari a planetelor și distanței față de Soare, acestea și-au păstrat atmosferele primare.

Apoi a urmat încălzirea Pământului: căldura a fost generată de contracția gravitațională a planetei și de dezintegrarea elementelor radioactive din interiorul acesteia. Pământul și-a pierdut atmosfera hidrogen-heliu și și-a creat propria atmosferă secundară din gazele eliberate din adâncurile sale (dioxid de carbon, amoniac, metan, hidrogen sulfurat). Potrivit lui A.P. Vinogradov (1959), în această atmosferă H 2 O a fost cel mai mare, urmat de CO 2 , CO, HCl, HF, H 2 S, N 2 , NH 4 Cl și CH 4 (compoziția gazelor vulcanice moderne este aproximativ aceeași ). V. Sokolov (1959) credea că aici există și H2 și NH3. Nu era oxigen și condițiile reducătoare dominau atmosfera. Acum atmosfere similare sunt observate pe Marte și Venus, acestea sunt 95% dioxid de carbon.

Următoarea etapă în dezvoltarea atmosferei a fost de tranziție - de la abiogen la biogene, de la condiții reducătoare la cele oxidante. Principal părțile constitutiveînvelișul de gaz al Pământului a devenit N 2 , CO 2 , CO. Ca impurități secundare - CH4, O2. Oxigenul provine din moleculele de apă din atmosfera superioară sub influența razelor ultraviolete ale soarelui; ar putea ieși și din acei oxizi care au alcătuit scoarța terestră, dar marea majoritate a revenit la oxidarea mineralelor. Scoarta terestra sau oxidarea hidrogenului și a compușilor săi în atmosferă.

Ultima etapă în dezvoltarea atmosferei de azot-oxigen este asociată cu apariția vieții pe Pământ și, cu apariția mecanismului de fotosinteză. Conținutul de oxigen - biogen - a început să crească. În același timp, atmosfera a pierdut aproape complet dioxid de carbon, dintre care o parte a intrat în depozitele uriașe de cărbune și carbonați.

Acesta este drumul de la atmosfera hidrogen-heliu la cea modernă, rol principalîn care acum joacă azotul și oxigenul, iar argonul și dioxidul de carbon sunt prezente ca impurități. Azotul modern este, de asemenea, de origine biogenă.

Compoziția gazelor atmosferice.

aerul atmosferic- un amestec mecanic de gaze in care praful si apa sunt continute in suspensie. Aerul curat și uscat la nivelul mării este un amestec de mai multe gaze, iar raportul dintre principalele gaze constitutive ale atmosferei - azot (concentrație în volum 78,08%) și oxigen (20,95%) - este constant. Pe lângă acestea, aerul atmosferic conține argon (0,93%) și dioxid de carbon (0,03%). Cantitatea de alte gaze - neon, heliu, metan, cripton, xenon, hidrogen, iod, monoxid de carbon și oxizi de azot - este neglijabilă (mai puțin de 0,1%) (tabel).

masa 2

Compoziția gazelor a atmosferei

În straturile înalte ale atmosferei, compoziția aerului se modifică sub influența radiației solare dure, ceea ce duce la dezintegrarea (disocierea) moleculelor de oxigen în atomi. Oxigenul atomic este componenta principală a straturilor înalte ale atmosferei. În cele din urmă, în cele mai îndepărtate straturi ale atmosferei de suprafața Pământului, cele mai ușoare gaze, hidrogenul și heliul, devin componentele principale. Un nou compus, hidroxil OH, a fost descoperit în atmosfera superioară. Prezența acestui compus explică formarea vaporilor de apă la altitudini mari în atmosferă. Deoarece cea mai mare parte a materiei este concentrată la o distanță de 20 km de suprafața Pământului, modificările în compoziția aerului cu înălțimea nu au un efect sesizabil asupra compoziției generale a atmosferei.

Cele mai importante componente ale atmosferei sunt ozonul și dioxidul de carbon. Ozonul este oxigen triatomic ( DESPRE 3 ), prezentă în atmosferă de la suprafața Pământului până la o altitudine de 70 km. În straturile de suprafață ale aerului se formează în principal sub influența electricității atmosferice și în procesul de oxidare a substanțelor organice, iar în straturile superioare ale atmosferei (stratosferă) - ca urmare a acțiunii radiațiilor ultraviolete din Soarele pe o moleculă de oxigen. Cea mai mare parte a ozonului se află în stratosferă (din acest motiv, stratosfera este adesea numită ozonosferă). Stratul de concentrație maximă de ozon la o altitudine de 20-25 km se numește ecran de ozon. În general, stratul de ozon absoarbe aproximativ 13% din energia solară. Scăderea concentrației de ozon în anumite zone se numește „găuri de ozon”.

Dioxidul de carbon împreună cu vaporii de apă provoacă efectul de seră al atmosferei. Efectul de seră- Incalzi straturi interioare atmosferă, care se explică prin capacitatea atmosferei de a transmite radiații de unde scurte de la Soare și de a nu elibera radiații de unde lungi de pe Pământ. Dacă ar fi de două ori mai mult dioxid de carbon în atmosferă, temperatura medie a Pământului ar ajunge la 18 0 C, acum este de 14-15 0 C.

Greutatea totală a gazelor atmosferice este de aproximativ 4,5·10 15 tone.Astfel, „greutatea” atmosferei pe unitatea de suprafață, sau presiunea atmosferică, este de aproximativ 10,3 t/m 2 la nivelul mării.

Există multe particule în aer, al căror diametru este de fracțiuni de micron. Sunt nucleele de condensare. Fără ele, formarea de ceață, nori și precipitații ar fi imposibilă. Particulele din atmosferă sunt asociate cu multe fenomene optice și atmosferice. Modalitățile de intrare în atmosferă sunt diferite: cenușă vulcanică, fum de la arderea combustibilului, polen de plante, microorganisme. ÎN În ultima vreme nucleele de condensare sunt emisii industriale, produse de descompunere radioactive.

O componentă importantă a atmosferei este vaporii de apă, cantitatea acesteia în pădurile ecuatoriale umede ajunge la 4%, în regiunile polare scade la 0,2%. Vaporii de apă intră în atmosferă datorită evaporării de la suprafața solului și a corpurilor de apă, precum și a transpirației umidității de către plante. Vaporii de apă sunt un gaz cu efect de seră, împreună cu dioxid de carbon captează cea mai mare parte a radiațiilor cu unde lungi ale Pământului, împiedicând planeta să se răcească.

Atmosfera nu este un izolator perfect; are capacitatea de a conduce electricitatea datorită acțiunii ionizatorilor - radiații ultraviolete de la soare, raze cosmice, radiații de substanțe radioactive. Conductivitatea electrică maximă se observă la o altitudine de 100-150 km. Ca urmare a acțiunii combinate a ionilor atmosferici și a încărcăturii suprafeței pământului, se creează un câmp electric al atmosferei. În raport cu suprafața pământului, atmosfera este încărcată pozitiv. Aloca neutrosfera– un strat cu o compoziție neutră (până la 80 km) și ionosferă este stratul ionizat.

Structura atmosferei.

Există mai multe straturi principale ale atmosferei. Cel de jos, adiacent suprafeței pământului, se numește troposfera(inaltime 8-10 km la poli, 12 km la latitudini temperateși 16-18 km deasupra ecuatorului). Temperatura aerului scade treptat odată cu înălțimea - cu o medie de 0,6ºC la fiecare 100 m de urcare, ceea ce se manifestă vizibil nu numai în zonele muntoase, ci și în zonele muntoase din Belarus.

Troposfera conține până la 80% din masa totală de aer, cantitatea principală de impurități atmosferice și aproape toți vaporii de apă. În această parte a atmosferei, la o altitudine de 10-12 km, se formează norii, au loc furtuni, ploi și alte procese fizice care modelează vremea și determină condițiile climatice din diferite zone ale planetei noastre. Se numește stratul inferior al troposferei care este direct adiacent suprafeței terestre stratul de pământ.

Influența suprafeței pământului se extinde până la aproximativ 20 km, iar apoi aerul este încălzit direct de Soare. Astfel, limita GO, situată la o înălțime de 20-25 km, este determinată, printre altele, de efectul termic al suprafeței terestre. La această altitudine, diferențele de latitudine ale temperaturii aerului dispar, iar zonarea geografică este neclară.

Mai sus începe stratosferă, care se extinde la o înălțime de 50-55 km de la suprafața oceanului sau a uscatului. Acest strat al atmosferei este rarificat semnificativ, cantitatea de oxigen și azot scade, iar hidrogenul, heliul și alte gaze ușoare cresc. Stratul de ozon format aici absoarbe radiațiile ultraviolete și afectează puternic condițiile termice ale suprafeței Pământului și procesele fizice din troposferă. În partea inferioară a stratosferei, temperatura aerului este constantă, aici este stratul izoterm. Începând de la o înălțime de 22 km, temperatura aerului crește, la limita superioară a stratosferei ajunge la 0 0 C (creșterea temperaturii se explică prin prezența ozonului aici, care absoarbe radiația solară). În stratosferă are loc mișcarea orizontală intensă a aerului. Viteza fluxurilor de aer atinge 300-400 km/h. Stratosfera conține mai puțin de 20% din aerul atmosferic.

La o altitudine de 55-80 km este mezosferă(în acest strat, temperatura aerului scade odată cu înălțimea și scade la –80 0 C lângă limita superioară), între 80-800 km este situat termosferă, care este dominată de heliu și hidrogen (temperatura aerului crește rapid odată cu altitudinea și atinge 1000 0 C la o altitudine de 800 km). Mezosfera și termosfera formează împreună un strat puternic numit ionosferă(regiune de particule încărcate - ioni și electroni).

Partea superioară, foarte rarefiată a atmosferei (de la 800 la 1200 km) este exosfera. Este dominată de gaze în stare atomică, temperatura crește până la 2000ºC.

În viața lui GO, atmosfera este de mare importanță. Atmosfera are un efect benefic asupra climei Pământului, protejându-l de răcirea și încălzirea excesivă. Fluctuațiile zilnice ale temperaturii pe planeta noastră fără atmosferă ar ajunge la 200ºC: în timpul zilei + 100ºC și peste, noaptea -100ºC. În prezent, temperatura medie a aerului lângă suprafața Pământului este de +14ºС. Atmosfera nu permite meteorilor și radiațiilor dure să ajungă pe Pământ. Fără atmosferă, nu ar exista sunet, aurore, nori și precipitații.

Procesele de formare a climei sunt schimbul de căldură, schimbul de umiditate și circulația atmosferei.

Transferul de căldură în atmosferă. Transferul de căldură asigură regimul termic al atmosferei și depinde de balanța radiațiilor, adică. afluxurile de căldură care vin la suprafața pământului(sub formă de energie radiantă) și părăsindu-l (energia radiantă absorbită de Pământ este transformată în căldură).

Radiatie solara este fluxul de radiație electromagnetică care vine de la Soare. La limita superioară a atmosferei, intensitatea (densitatea de flux) a radiației solare este de 8,3 J/(cm 2 /min). Cantitatea de căldură care radiază 1 cm 2 dintr-o suprafață neagră în 1 minut cu incidența perpendiculară a luminii solare se numește constantă solară.

Cantitatea de radiație solară primită de Pământ depinde de:

1. de la distanta dintre Pamant si Soare. Pământul este cel mai aproape de Soare la începutul lunii ianuarie, cel mai îndepărtat la începutul lunii iulie; diferența dintre aceste două distanțe este de 5 milioane km, drept urmare Pământul în primul caz primește cu 3,4% mai mult, iar în al doilea cu 3,5% mai puține radiații decât la distanța medie de la Pământ la Soare (la începutul lunii aprilie). și la începutul lunii octombrie);

2. din unghiul de incidență a razelor solare pe suprafața pământului, care la rândul său depinde de latitudine geografică, înălțimea soarelui deasupra orizontului (schimbându-se în timpul zilei și anotimpurilor), natura reliefului suprafeței pământului;

3. din transformarea energiei radiante în atmosferă (împrăștiere, absorbție, reflectare înapoi în spațiul mondial) și pe suprafața pământului. Albedo-ul mediu al Pământului este de 43%.

Aproximativ 17% din toate radiațiile sunt absorbite; ozonul, oxigenul, azotul absorb în principal razele ultraviolete cu unde scurte, vaporii de apă și dioxidul de carbon - radiații infraroșii cu undă lungă. Atmosfera disipează 28% din radiație; 21% merg la suprafața pământului, 7% merg în spațiu. Acea parte a radiației care vine la suprafața pământului de pe întreg firmamentul se numește radiații împrăștiate . Esența împrăștierii constă în faptul că particula, absorbind undele electromagnetice, devine ea însăși o sursă de emisie de lumină și radiază aceleași unde care cad pe ea. Moleculele de aer sunt foarte mici, comparabile ca mărime cu lungimea de undă a părții albastre a spectrului. În aerul pur predomină împrăștierea moleculară, deci culoarea cerului este albastră. Cu aerul prăfuit, culoarea cerului devine albicioasă. Culoarea cerului depinde de conținutul de impurități din atmosferă. Cu un conținut ridicat de vapori de apă, care împrăștie raze roșii, cerul capătă o nuanță roșiatică. Fenomenele amurgului și nopților albe sunt asociate cu radiația împrăștiată, deoarece După ce Soarele a apus sub orizont, straturile superioare ale atmosferei sunt încă iluminate.

Partea superioară a norilor reflectă aproximativ 24% din radiație. În consecință, aproximativ 31% din toată radiația solară care intră în limita superioară a atmosferei vine la suprafața pământului sub forma unui flux de raze, se numește radiatii directe . Se numește suma radiațiilor directe și difuze (52%) radiatia totala. Raportul dintre radiația directă și cea împrăștiată variază în funcție de înnorirea, praful atmosferei și înălțimea Soarelui. Distribuția radiației solare totale pe suprafața pământului este zonală. Cea mai mare radiație solară totală de 840-920 kJ/cm 2 pe an se observă în latitudini tropicale emisfera nordică, datorită nebulozității scăzute și transparenței ridicate a aerului. La ecuator, radiația totală scade la 580-670 kJ/cm 2 pe an, din cauza înnorații mari și a transparenței reduse din cauza umidității ridicate. În latitudinile temperate, radiația totală este de 330-500 kJ / cm 2 pe an, în latitudinile polare - 250 kJ / cm 2 pe an, iar în Antarctica datorită altitudine inalta continent și puțină umiditate este puțin mai mult.

Radiația solară totală care intră pe suprafața pământului este parțial reflectată înapoi. Raportul dintre radiația reflectată și total, exprimat ca procent, se numește albedo. Albedo caracterizează reflectivitatea unei suprafețe și depinde de culoarea, umiditatea și alte proprietăți ale acesteia.

Zăpada proaspăt căzută are cea mai mare reflectivitate - până la 90%. Albedo de nisipuri 30-35%, iarbă - 20%, pădure de foioase - 16-27%, conifere - 6-19%; Cernoziomul uscat are un albedo de 14%, umed - 8%. Albedo-ul Pământului ca planetă este considerat egal cu 35%.

Prin absorbția radiațiilor, Pământul însuși devine o sursă de radiații. Radiația termică a Pământului - radiatii terestre- este de undă lungă, pentru că Lungimea de undă depinde de temperatură: cu cât temperatura corpului radiant este mai mare, cu atât lungimea de undă a razelor emise de acesta este mai mică. Radiația suprafeței pământului încălzește atmosfera și ea însăși începe să radieze radiații în spațiul mondial ( contraradiația atmosferei) și la suprafața pământului. Contraradiația atmosferei este, de asemenea, cu lungime de undă lungă. Două fluxuri de radiații cu undă lungă se întâlnesc în atmosferă - radiația de suprafață (radiația terestră) și radiația atmosferică. Se numește diferența dintre ele, care determină pierderea efectivă de căldură de către suprafața pământului radiații eficiente , este îndreptată spre Cosmos, deoarece mai multă radiație terestră. Radiația eficientă este mai mare în timpul zilei și vara, deoarece. depinde de încălzirea suprafeței. Radiația eficientă depinde de umiditatea aerului: cu cât sunt mai mulți vapori de apă sau picături de apă în aer, cu atât radiațiile sunt mai puține (prin urmare, pe vreme înnorată iarna este întotdeauna mai cald decât pe vreme senină). În general, pentru Pământ, radiația efectivă este de 190 kJ/cm2 pe an (cea mai mare în deșerturile tropicale este de 380, cea mai scăzută în latitudinile polare este de 85 kJ/cm2 pe an).

Pământul primește simultan radiații și le dă departe. Se numește diferența dintre radiația primită și cea cheltuită balanța radiațiilor, sau radiatii reziduale. Sosirea balanței de radiații a suprafeței este radiația totală (Q) și contraradiația atmosferei. Consum - radiatii reflectate (R k) si radiatii terestre. Diferența dintre radiația terestră și contraradiația atmosferei - radiația efectivă (E eff) are semnul minus și face parte din debitul în balanța radiațiilor:

R b \u003d Q-E eff -R k

Bilanțul de radiații este distribuit zonal: scade de la ecuator la poli. Cel mai mare bilant de radiatii este caracteristic latitudinilor ecuatoriale si se ridica la 330-420 kJ/cm2 pe an, la latitudini tropicale scade la 250-290 kJ/cm2 pe an (datorita cresterii radiatiei efective), in latitudinile temperate radiatia. echilibrul scade la 210-85 kJ/cm 2 pe an, la latitudini polare valoarea sa se apropie de zero. Caracteristica generală a balanței radiațiilor este că peste oceane, la toate latitudinile, balanța radiațiilor este mai mare cu 40-85 kJ/cm2, deoarece albedo-ul apei și radiația efectivă a oceanului sunt mai mici.

Partea de intrare a bilanțului de radiații al atmosferei (R b) este formată din radiația efectivă (E eff) și radiația solară absorbită (R p), partea de cheltuieli este determinată de radiația atmosferică care merge în spațiu (E a):

R b \u003d E eff - E a + R p

Bilanțul de radiații al atmosferei este negativ, în timp ce cel al suprafeței este pozitiv. Bilanțul total de radiații al atmosferei și al suprafeței pământului este egal cu zero, adică. Pământul se află într-o stare de echilibru radiant.

Echilibrul termic este suma algebrică a fluxurilor de căldură care vin la suprafața pământului sub forma balanței de radiații și care părăsesc acesta. Constă în echilibrul termic al suprafeței și al atmosferei. În partea de intrare a balanței termice a suprafeței pământului este balanța radiativă, în partea de ieșire - costul căldurii pentru evaporare, pentru încălzirea atmosferei de pe Pământ, pentru încălzirea solului. Căldura este folosită și pentru fotosinteză. Formarea solului, dar aceste costuri nu depășesc 1%. Trebuie remarcat faptul că deasupra oceanelor se cheltuiește mai multă căldură pentru evaporare, la latitudini tropicale - pentru încălzirea atmosferei.

În bilanţul termic al atmosferei, partea de intrare este căldura degajată în timpul condensării vaporilor de apă şi transferată de la suprafaţă în atmosferă; debitul este suma bilanţului negativ al radiaţiilor. Bilanțul termic al suprafeței pământului și al atmosferei este zero, adică. Pământul se află într-o stare de echilibru termic.

Regimul termic al suprafeței pământului.

Direct de la razele soarelui, suprafața pământului este încălzită și deja din ea - atmosfera. Suprafața care primește și degajă căldură se numește suprafata activa . În regimul de temperatură al suprafeţei se disting variaţiile de temperatură zilnice şi anuale. Variația diurnă a temperaturilor de suprafață – modificarea temperaturii suprafeței în timpul zilei. Cursul zilnic al temperaturilor suprafeței terestre (uscat și lipsit de vegetație) se caracterizează printr-un maxim la ora 13:00 și unul minim înainte de răsărit. Maximele diurne ale temperaturii suprafeței terestre pot atinge 80 0 C în zonele subtropicale și aproximativ 60 0 C în latitudinile temperate.

Se numește diferența dintre temperatura maximă și minimă zilnică a suprafeței intervalul de temperatură zilnic. Amplitudinea temperaturii zilnice poate ajunge la 40 0 ​​С vara, cea mai mică amplitudine a temperaturilor zilnice iarna - până la 10 0 С.

Variația anuală a temperaturii suprafeței - modificarea temperaturii medii lunare la suprafata pe parcursul anului, datorita cursului radiatiei solare si depinde de latitudinea locului. În latitudinile temperate, temperaturile maxime ale suprafeței terestre se observă în iulie, cele minime - în ianuarie; pe ocean, înaltele și minimele întârzie o lună.

Amplitudinea anuală a temperaturilor de suprafață egal cu diferența dintre temperaturile medii lunare maxime și minime; crește odată cu creșterea latitudinii locului, ceea ce se explică prin creșterea fluctuațiilor în magnitudinea radiației solare. Amplitudinea anuală a temperaturii atinge cele mai mari valori pe continente; cu atât mai puțin pe oceane și țărmuri. Cea mai mică amplitudine anuală a temperaturii se observă la latitudinile ecuatoriale (2-3 0), cea mai mare - la latitudinile subarctice de pe continente (mai mult de 60 0).

Regimul termic al atmosferei. Aerul atmosferic este ușor încălzit de lumina directă a soarelui. pentru că carcasa de aer trece liber razele soarelui. Atmosfera este încălzită de suprafața de dedesubt. Căldura este transferată în atmosferă prin convecție, advecție și condensare a vaporilor de apă. Straturile de aer, încălzite de sol, devin mai ușoare și se ridică în sus, în timp ce aerul mai rece, deci, mai greu coboară. Ca urmare a termice convecțieîncălzirea straturilor înalte de aer. Al doilea proces de transfer de căldură este advecția– transfer orizontal de aer. Rolul advecției este de a transfera căldură de la latitudini joase la înalte; în sezonul de iarnă, căldura este transferată de la oceane către continente. Condensul vaporilor de apă- un proces important care transferă căldură către straturile înalte ale atmosferei - în timpul evaporării, căldura este preluată de la suprafața care se evaporă, iar în timpul condensării în atmosferă, această căldură este eliberată.

Temperatura scade odata cu inaltimea. Se numește modificarea temperaturii aerului pe unitatea de distanță gradient vertical de temperatură în medie, este de 0,6 0 la 100 m. În același timp, cursul acestei scăderi în diferite straturi ale troposferei este diferit: 0,3-0,4 0 până la o înălțime de 1,5 km; 0,5-0,6 - între înălțimi de 1,5-6 km; 0,65-0,75 - de la 6 la 9 km și 0,5-0,2 - de la 9 la 12 km. În stratul de suprafață (2 m grosime), pantele, când sunt convertite la 100 m, sunt de sute de grade. În aerul în creștere, temperatura se schimbă adiabatic. proces adiabatic - procesul de modificare a temperaturii aerului în timpul mișcării sale verticale fără schimb de căldură cu mediul (într-o masă, fără schimb de căldură cu alte medii).

Excepții sunt adesea observate în distribuția verticală a temperaturii descrisă. Se întâmplă ca straturile superioare de aer să fie mai calde decât cele inferioare adiacente pământului. Acest fenomen se numește inversarea temperaturii (creșterea temperaturii cu înălțimea) . Cel mai adesea, o inversare este o consecință a unei răciri puternice a stratului de aer de la suprafață, cauzată de o răcire puternică a suprafeței pământului în nopțile senine, liniștite, în principal iarna. Cu un relief accidentat, masele de aer rece curg incet in jos pe versanti si stagneaza in bazine, depresiuni etc. Inversiunile se pot forma, de asemenea, atunci când masele de aer se deplasează din regiunile calde în cele reci, deoarece atunci când aerul încălzit curge pe o suprafață subiacentă rece, straturile sale inferioare se răcesc vizibil (inversie prin compresie).

Variațiile zilnice și anuale ale temperaturii aerului.

Cursul zilnic al temperaturii aerului se numește schimbarea temperaturii aerului în timpul zilei - în general, reflectă cursul temperaturii suprafeței pământului, dar momentele de apariție a maximelor și minimelor sunt oarecum târzii, maximul are loc la ora 14:00, minim după răsărit.

Amplitudinea zilnică a temperaturii aerului (diferența dintre temperaturile maxime și minime ale aerului în timpul zilei) este mai mare pe uscat decât peste ocean; scade la mutarea la latitudini mari (cel mai mare în deșerturile tropicale - până la 40 0 ​​​​C) și crește în locurile cu sol gol. Mărimea amplitudinii zilnice a temperaturii aerului este unul dintre indicatorii continentalității climei. În deșerturi, este mult mai mare decât în ​​zonele cu climă maritimă.

Variația anuală a temperaturii aerului (modificarea temperaturii medii lunare pe parcursul anului) este determinată în primul rând de latitudinea locului. Amplitudinea anuală a temperaturii aerului - diferența dintre temperaturile medii lunare maxime și minime.

Distribuția geografică a temperaturii aerului este prezentată folosind izoterme - linii care leagă punctele de pe hartă cu aceeași temperatură. Distribuția temperaturii aerului este zonală; izotermele anuale au în general o lovitură sublatitudinală și corespund distribuției anuale a balanței radiațiilor.

În medie pe an, cea mai caldă paralelă este 10 0 N.L. cu temperatura de 27 0 C este ecuatorul termic. Vara, ecuatorul termic se deplasează la 20 0 N, iarna se apropie de ecuator cu 5 0 N. Deplasarea ecuatorului termic în SP se explică prin faptul că în SP suprafața de teren situată la latitudini joase este mai mare în comparație cu SP și are temperaturi mai ridicate pe parcursul anului.

factori de formare a climei. Știți deja că următorii factori influențează formarea climei oricărui teritoriu: locația geografică, radiația solară, circulația maselor de aer, suprafața subiacentă, apropierea mărilor și oceanelor, curenții marini, altitudinea deasupra nivelului mării, direcția lanțurilor muntoase și crestelor, impacturi antropice. Toți acești factori de formare a climei operează și pe teritoriul țării noastre, formând condițiile climatice particulare ale unui anumit loc (regiune).

Principalii indicatori climatici sunt cantitatea de căldură, cantitatea de precipitații și distribuția lor pe anotimpurile anului, evaporarea și coeficientul de umiditate.

Ce factori de formare a climei joacă un rol principal în modelarea climei țării noastre?

Orez. 28. Înălțimea Soarelui deasupra orizontului pe zi solstițiu de vară: a - Capul Chelyuskin; b - Krasnodar

Influență locație geografică asupra climei. Lungimea mare a Rusiei de la nord la sud determină poziția țării în diferite zonele climatice, provoacă o sumă diferită caldura solara primit de un anumit teritoriu.

Radiația de căldură și lumină de la soare se numește radiatie solara. Radiația este măsurată prin cantitatea de căldură și este exprimată în kilocalorii pe centimetru pătrat (kcal/cm2) de suprafață terestră.

Cantitatea de radiație solară pe care o primește suprafața pământului depinde de latitudinea geografică a locului, deoarece latitudinea determină unghiul de incidență a razelor solare, de starea atmosferei și, de asemenea, de natura suprafeței subiacente.

Cea mai mare cantitate de radiație solară iese la suprafață în regiunile sudice ale țării noastre, așa că acolo se observă cele mai ridicate temperaturi ale aerului.

Orez. 29. Distribuția radiației solare

Conform figurii 29, spuneți cum este distribuită radiația solară care ajunge pe suprafața inferioară. Ce împiedică radiația solară să ajungă la suprafața Pământului? Explicați cum este distribuită cantitatea de radiație solară în funcție de latitudinea geografică a unui loc.

Orez. 30. Cantitatea de căldură solară în funcție de înălțimea soarelui deasupra orizontului (A 1 - înalt. A 2 - scăzut)

Se numește cantitatea totală de energie solară care ajunge la suprafața Pământului radiatia totala.

Suprafața pământului încălzit radiază căldură. Cu cât temperatura suprafeței este mai mare și cu cât este mai puțin înnorat, cu atât este mai mare pierderea de energie termică. De exemplu, în latitudinile temperate, în medie, aproximativ jumătate din energia cheltuită pentru încălzirea suprafeței este cheltuită cu radiația termică.

Natura suprafeței subiacente afectează foarte mult reflexia sau absorbția radiației. Zăpada reflectă în medie până la 70-80% din radiația solară totală, nisipul este de două ori mai puțin decât zăpada, pădurea și solul negru este de aproximativ cinci ori mai puțin.

Circulația masei de aer. Mișcarea maselor de aer deasupra suprafeței Pământului duce la transferul de căldură și umiditate dintr-o zonă în alta.

Amintiți-vă din cursul geografiei continentelor și oceanelor cum se numesc principalele mase de aer. Ce mase de aer pot funcționa la latitudini temperate?

Masele de aer arctic, temperat și tropical se deplasează peste Rusia. Practic este aer continental.

Orez. 31. Radiația solară totală

Studiați cu atenție harta (Fig. 31) și spuneți care mase de aer predomină peste partea europeană a Rusiei și în Siberia iarna și care vara.

Întrucât în ​​latitudinile temperate, unde se află cea mai mare parte a țării noastre, domină transferul vestic al maselor de aer, Oceanul Atlantic are un impact mult mai mare asupra climei comparativ cu Pacificul.

Rolul transportului vestic este deosebit de mare în perioada caldă a anului, când vânturile de vest și nord-vest predomină peste cea mai mare parte a țării.

În timpul iernii, rolul principal îl joacă o zonă vastă de înaltă presiune, numită anticiclonul siberian sau maximul asiatic, al cărui centru se află în regiunile Transbaikalia, Republica Tuva și Mongolia de Nord. Din aceasta, zonele cu presiune crescută se răspândesc în două direcții: spre nord-est până la coasta Chukchi și spre vest prin Kazahstanul de Nord și sudul Câmpiei Ruse (până la aproximativ 50 ° N).

Orez. 32. Fronturi atmosferice peste teritoriul Rusiei

Mișcarea maselor de aer de diferite temperaturi și umiditate determină natura vremii. De exemplu, aerul continental de latitudini temperate (CLA) pe tot parcursul anului predominant în regiunile vestice Siberia de Est. Prin urmare, iarna este vreme geroasă senină (iarna siberiană), iar vara este destul de cald.

Este important să ne dăm seama că atunci când masele de aer se deplasează pe un anumit teritoriu, ele își pot schimba treptat proprietățile sub influența suprafeței subiacente. Acest proces se numește transformare. De exemplu, masele de aer arctic, trecând vara prin toată Câmpia Rusă, se încălzesc în așa măsură încât duc la formarea vântului uscat în Ciscaucasia.

Orez. 33. Mișcarea aerului pe fronturi reci și calde

În banda care separă masele de aer cu proprietăți diferite, se formează zone de tranziție deosebite - fronturi atmosferice.

Pe hartă (Fig. 32), determinați ce fronturi atmosferice trec peste teritoriul Rusiei.

Lățimea frontului atmosferic ajunge de obicei la câteva zeci de kilometri. În zona frontală, când două mase de aer cu proprietăți diferite intră în contact, are loc o schimbare destul de rapidă a presiunii, temperaturii și umidității. Prin urmare, trecerea frontului este însoțită de vânturi, înnorare, precipitații, adică o schimbare a vremii.

Când masele de aer cald se deplasează către masele de aer rece, se formează un front cald, iar când masele de aer rece se deplasează către masele de aer cald, se formează un front rece.

Odată cu pătrunderea aerului cald, acesta, ca mai ușor, se ridică deasupra frigului. Pe măsură ce se ridică, se răcește, așa că umiditatea pe care o conține se condensează, ceea ce provoacă precipitații. Vremea se schimbă astfel: vine încălzirea, sunt ploi prelungite.

Când aerul rece invadează, acesta, fiind mai greu, curge sub aer cald, împingându-l în sus. Aerul cald se răcește rapid, urmat de ploi abundente - averse, adesea cu furtuni. După aceea, se limpezește rapid și se instalează vremea senină și rece.

Cicloni și anticicloni- acestea sunt mari vortexuri atmosferice. Cicloane sunt vârtejuri cu presiune scăzută în centru, anticiclonii- de la presiune ridicata in centru.

Pe hărțile sinoptice și climatice, este destul de ușor să detectezi cicloni și anticicloni folosind izobare concentrice închise (linii de presiune egală).

Ciclonii au dimensiuni foarte impresionante - 2-3 mii km în diametru și se deplasează cu o viteză de aproximativ 30 km/h. Aerul din ciclon se deplasează de la periferie spre centru, deviând în sens invers acelor de ceasornic. În centru, aerul se ridică și se extinde spre periferie. În acest caz, are loc condensarea umidității și are loc precipitații.

Pe teritoriul Rusiei, ciclonii se deplasează de obicei de la vest la est, deoarece transferul de vest domină în latitudinile temperate.

Orez. 34. Direcția vântului în anticiclon și ciclon în emisfera nordică (LP - zona de joasă presiune, VD - zona de înaltă presiune)

Într-un anticiclon, aerul se deplasează din centru spre periferie cu o abatere în sensul acelor de ceasornic. Centrul anticiclonului primește în mod constant aer de la straturile superioare troposfera. Când este coborât, acest aer se încălzește și este eliminat din saturație. Prin urmare, în anticiclon, vremea este senină, fără nori, cu fluctuații mari de temperatură zilnică.

Comparați climatul și harta fizica Rusia și dați exemple de influență a reliefului asupra climei.

Principalele zone de acțiune ale cicloanelor sunt asociate cu trecerea fronturilor atmosferice. Prin urmare, activitatea ciclonică intensă se dezvoltă iarna peste mările Barents, Kara și Ohotsk și peste partea de nord-vest a Câmpiei Ruse.

În perioada de vară, ciclonii se dezvoltă cel mai intens pe Orientul îndepărtat iar în vestul Câmpiei Ruse.

Anticiclonii sunt activi iarna în Siberia de Est, precum și iarna și vara în sudul Câmpiei Ruse.

Influența suprafeței subiacente. Relieful are o mare influență asupra climei. Absența munților din nordul și vestul Rusiei contribuie la pătrunderea maselor de aer arctice și atlantice în interiorul țării. Lanţurile muntoase din limita de est influenţează Oceanul Pacific asupra climei din interior.

În funcție de locul în care se formează masele de aer, acestea se împart în marine și continentale.

Natura suprafeței afectează și cantitatea de radiație primită, prevenind astfel încălzirea profundă a suprafeței.

Întrebări și sarcini

1. Ce factori de formare a climei influențează clima țării noastre?
2. Ce este radiația totală? Depinde de el?
3. Ce este transformarea masei de aer?
4. Ce fronturi atmosferice operează pe teritoriul Rusiei? Cum merg iarna si vara?
5. Care este diferența dintre un ciclon și un anticiclon? Ce regiuni ale țării sunt caracterizate de vreme ciclonică, care vreme anticiclonică?
6. Ce factori au cea mai mare valoareîn modelarea climei zonei dumneavoastră?

1. Ce se numește radiație solară? In ce unitati se masoara? De ce depinde valoarea lui?

Totalitatea energiei radiante trimise de Soare se numește radiație solară, de obicei este exprimată în calorii sau jouli pe centimetru pătrat pe minut. Radiația solară este distribuită neuniform pe pământ. Depinde:

Din densitatea și umiditatea aerului - cu cât sunt mai mari, cu atât suprafața pământului primește mai puține radiații;

De la latitudinea geografică a zonei - cantitatea de radiație crește de la poli la ecuator. Cantitatea de radiație solară directă depinde de lungimea drumului pe care razele soarelui o parcurg prin atmosferă. Când Soarele se află la zenit (unghiul de incidență al razelor este de 90 °), razele lui lovesc Pământul în cel mai scurt mod și își eliberează intens energia într-o zonă mică;

De la mișcarea anuală și zilnică a Pământului - la latitudinile mijlocii și înalte, afluxul de radiație solară variază foarte mult în funcție de sezon, ceea ce este asociat cu o modificare a înălțimii Soarelui la amiază și a duratei zilei;

Din natura suprafeței pământului - cu cât suprafața este mai ușoară, cu atât reflectă mai multă lumina solară.

2. Care sunt tipurile de radiații solare?

Există următoarele tipuri de radiații solare: radiația care ajunge la suprafața pământului este formată din directe și difuze. Radiația care vine pe Pământ direct de la Soare sub formă de lumina directă a soarelui pe un cer fără nori se numește directă. Ea cara cel mai mare număr căldură și lumină. Dacă planeta noastră nu ar avea atmosferă, suprafața pământului ar primi doar radiație directă. Cu toate acestea, trecând prin atmosferă, aproximativ un sfert din radiația solară este împrăștiată de molecule de gaz și impurități, se abate de la calea directă. Unele dintre ele ajung la suprafața Pământului, formând radiații solare împrăștiate. Datorită radiațiilor împrăștiate, lumina pătrunde și în locurile în care lumina directă a soarelui (radiația directă) nu pătrunde. Această radiație creează lumină naturală și dă culoare cerului.

3. De ce se modifică fluxul de radiație solară în funcție de anotimpurile anului?

Rusia, în cea mai mare parte, este situată în latitudini temperate, situată între tropic și cercul polar, la aceste latitudini soarele răsare și apune în fiecare zi, dar niciodată la zenit. Datorită faptului că unghiul de înclinare a Pământului nu se modifică pe parcursul întregii sale revoluții în jurul Soarelui, în diferite anotimpuri cantitatea de căldură primită, la latitudini temperate, este diferită și depinde de unghiul Soarelui deasupra orizontului. Deci, la o latitudine de 450 max, unghiul de incidență al razelor solare (22 iunie) este de aproximativ 680, iar min (22 decembrie) este de aproximativ 220. Cu cât unghiul de incidență al razelor solare este mai mic, cu atât mai puțină căldură au aduce, prin urmare, există diferențe sezoniere semnificative în radiația solară primită în diferite anotimpuri ale anului: iarnă, primăvară, vară, toamnă.

4. De ce este necesar să se cunoască înălțimea Soarelui deasupra orizontului?

Înălțimea Soarelui deasupra orizontului determină cantitatea de căldură care vine pe Pământ, deci există o relație directă între unghiul de incidență a razelor solare și cantitatea de radiație solară care vine la suprafața pământului. De la ecuator la poli, în general, are loc o scădere a unghiului de incidență a razelor solare, iar ca urmare, de la ecuator la poli, cantitatea de radiație solară scade. Astfel, cunoscând înălțimea Soarelui deasupra orizontului, puteți afla cantitatea de căldură care vine la suprafața pământului.

5. Alegeți răspunsul corect. Cantitatea totală de radiație care ajunge la suprafața Pământului se numește: a) radiație absorbită; b) radiatia solara totala; c) radiaţii împrăştiate.

6. Alegeți răspunsul corect. La deplasarea spre ecuator, cantitatea de radiație solară totală: a) crește; b) scade; c) nu se modifică.

7. Alegeți răspunsul corect. Cel mai mare indicator al radiaţiei reflectate are: a) zăpada; b) pământ negru; c) nisip; d) apa.

8. Crezi că este posibil să te bronzezi într-o zi înnorată de vară?

Radiația solară totală este formată din două componente: difuză și directă. În același timp, razele Soarelui, independent de natura lor, poartă ultraviolete, care afectează bronzul.

9. Folosind harta din Figura 36, ​​determinați radiația solară totală pentru zece orașe din Rusia. Ce concluzie ai tras?

Radiația totală în diferite orașe ale Rusiei:

Murmansk: 10 kcal/cm2 pe an;

Arhangelsk: 30 kcal/cm2 pe an;

Moscova: 40 kcal/cm2 pe an;

Perm: 40 kcal/cm2 pe an;

Kazan: 40 kcal/cm2 pe an;

Chelyabinsk: 40 kcal/cm2 pe an;

Saratov: 50 kcal/cm2 pe an;

Volgograd: 50 kcal/cm2 pe an;

Astrahan: 50 kcal/cm2 pe an;

Rostov-pe-Don: peste 50 kcal/cm2 pe an;

Modelul general în distribuția radiației solare este următorul: cu cât un obiect (oraș) este mai aproape de pol, cu atât mai puțină radiație solară cade pe el (oraș).

10. Descrieți cum diferă anotimpurile în zona dvs. ( conditii naturale, viețile oamenilor, ocupațiile lor). În ce anotimp al anului este viața cea mai activă?

Relieful dificil, în mare măsură de la nord la sud fac posibilă distingerea a 3 zone în regiune, care diferă atât ca relief, cât și ca caracteristicile climatice: munte-pădure, silvostepă și stepă. Clima zonei de munte-pădure este rece și umedă. Regimul de temperatură variază în funcție de relief. Această zonă este caracterizată de veri scurte și răcoroase și ierni lungi înzăpezite. Stratul de zăpadă permanent se formează în perioada 25 octombrie - 5 noiembrie și se întinde până la sfârșitul lunii aprilie, iar în unii ani stratul de zăpadă rămâne până în 10-15 mai. Cea mai rece lună este ianuarie. Temperatura medie de iarnă este de minus 15-16°C, minima absolută este de 44-48°C. Cea mai caldă lună este iulie cu o temperatură medie a aerului de plus 15-17°C, temperatura maximă absolută a aerului vara în acest suprafata atinsa plus 37-38°C Climat de padure zona de stepă cald, cu ierni destul de reci și înzăpezite. Temperatura medie din ianuarie este de minus 15,5-17,5°C, temperatura minimă absolută a aerului a atins minus 42-49°C. Temperatura medie a aerului în iulie este de plus 18-19°C. Temperatura maximă absolută este de plus 42,0°C Clima a zonei de stepă este foarte caldă și aridă. Iarna este rece aici înghețuri severe, viscol care se observă timp de 40-50 de zile, determinând un transfer puternic de zăpadă. Temperatura medie din ianuarie este de minus 17-18 ° C. În iernile severe, temperatura minimă a aerului scade la minus 44-46 ° C.