Cauza primară a circulației atmosferice este distribuția inegală a radiațiilor solare care intră pe glob. După cum se știe, cantitatea de căldură primită de la soare în fiecare punct al suprafeței pământului depinde în primul rând de unghiul de incidență a razelor soarelui, care scade de la ecuator la stâlpi și se schimbă pe tot parcursul anului. Când energia radiantă curge prin atmosferă, are loc un proces simultan de absorbție și dispersie. Prin urmare, pe lângă unghiul de incidență al razelor solare, magnitudinea fluxului de energie solară la suprafața pământului depinde, de asemenea, de absorbția și dispersia atmosferei sale.
Încălzirea aerului troposferic are loc în principal prin transferul de căldură turbulent de pe suprafața pământului. Efectul influxului de căldură radiantă este nesemnificativ, deoarece pentru radiația cu unde scurte a soarelui atmosfera este aproape transparentă. Atmosfera absoarbe o parte semnificativă a radiațiilor de unde lungi emise de suprafața pământului. Elementele absorbante sunt în principal vaporii de apă, dioxidul de carbon și ozonul conținute în atmosferă, al căror distribuție la diferite latitudini și înălțimi este diferită.
Mai ales o mulțime de energie radiantă este absorbită și împrăștiată de nori. Radiațiile radiații par a fi parțial la suprafața pământului. Prin urmare, în zonele globului în care formarea norilor este o apariție frecventă pe parcursul unui an, cantitatea de radiații împrăștiate este mai mare decât în zone cu vreme cea mai mare și mai clară.
Fără a atinge elementele reale de distribuție a fluxului de căldură în diferite părți ale lumii, observăm că în zona ecuatorială și, în general, la latitudini joase cantitatea de căldură transferată pe unitatea de suprafață a pământului de ani de zile, depășește în mod semnificativ cantitatea de căldură furnizată la latitudini mari. De la încălzită cu energie solară Suprafața pământului prin intermediul unui transfer de căldură turbulente, conductivitate termică, radiație insolației și m. P. Se încălzește straturile inferioare ale atmosferei.
Creșterea schimburilor turbulente pe verticală, ceea ce conduce la o amestecare adecvată a maselor de aer, determină o scădere a gradientului de temperatură pe verticală. Deoarece cantitatea de încălzire suprafața pământului scade de la o medie de la tropice la poli, iar gradientul de temperatură orizontală în troposferă are aceeași direcție. Deoarece câmpul de presiune înalt depinde în principal câmpului de temperatură, apoi la un glob rotativ are loc transferul de aer est-vest cauzate de inegale influx de energie solară la ecuator și poli.
Schimbul turbulent apare nu numai în direcția verticală, dar și în cea orizontală, iar în acest din urmă caz joacă un rol important în distribuția temperaturii. Dacă în atmosferă nu au existat vartejuri diferite și nu a existat nici o schimbare orizontală turbulentă, atunci pe glob ar exista o distribuție a temperaturii diferită decât cea observată în realitate. Schimbarea orizontală macro-turbulentă scade temperatura aerului în zona ecuatorială și, în general, la latitudini scăzute și crește temperatura la latitudini mari. Efectul schimbului macroturbulent este cel mai pronunțat la latitudini mari.
De la jumatatea rece a fluxului de radiații solare la mijlocul și mari latitudes este mult mai mică decât în a doua jumătate mai caldă a anului, valoarea efectului macroturbulent orizontal mai mult în timpul iernii decât în timpul verii.
Pe baza studiilor privind echilibrul energiei radiante, sa stabilit că în zona dintre ecuator și 39 ° N, și ju. w. echilibrul radiațiilor este pozitiv pe tot parcursul anului, iar la nord și la sud de această zonă în sezonul rece este negativ (figura 3). Prin urmare, de o importanță capitală rezultă pentru teoria circulației generale, și anume, pentru stabilirea echilibrului termic între latitudini joase și înalte necesită un factor care ar fi dus excesul de căldură de la mic la latitudini mari și astfel compensate disponibile
există o lipsă de căldură. Acest factor este schimbul inter-latitudine în mecanismul circulației generale a atmosferei și a hidrosferei.
În tabel. 1 prezintă distribuția temperaturii medii de echilibru radiant (conform lui Baur) pentru diferitele latitudini din emisfera nordică și valorile medii ale latitudinii temperaturii reale a aerului. Diferența calculată între ele indică intensitatea redistribuirii căldurii care apare în timpul schimbului inter-latitudinal al masei de aer.
Prin acest schimb, latitudinile mari primesc căldură suplimentară din tropice, iar latitudinile joase, dimpotrivă, sunt răcite de "fluxul de mase de aer mai rece din latitudinile mijlocii.
De exemplu, la 70-80 ° cu. w. temperatura medie reală a aerului este de 23 ° mai mare, iar în zona ecuatorial este cu 13 ° mai mică decât ar trebui să fie în condițiile de intrare a radiației solare.
Tabelul 1 arată, de asemenea că, în prezența schimbului de aer interlatitudinal în atmosfera inferioară este reținută gradient de temperatură meridional direcționată spre poli. În concordanță cu aceasta, un gradient de presiune orizontală este, de asemenea, creat la altitudini, de asemenea îndreptat spre stâlp. Un rol important în formarea câmpului de temperatură a aerului îl joacă curenții marini. Shuleikin calcula cantitatea de căldură transferată prin coasta atlantică a Europei, și pentru prima dată a arătat un impact enorm asupra transportului oceanic al echilibrului termic al mările nordice spălat URSS. Ulterior, sa constatat că încălzit și aer umidificat în troposferă, extinderea la apele interioare de la Oceanul Atlantic, nu numai că încălzește toată Europa, dar, de asemenea, au un anumit impact asupra unei părți semnificative din Asia de Nord bazate pe observații cu aer superior, până la banca. Lena. În același timp, căldura este transferată din vest nu numai pe uscat, ci și prin mările nordice. De aceea nu este neobișnuit în timpul iernii înghețurile severe să fie înlocuite de un dezgheț. Impactul pe care curenții de mare în climatul de nord, este bine ilustrată de cantitatea calculată de căldură primite sau pierdute de apă de suprafață în oceane datorită acțiunii de curenții marini.
Rezultă din Fig. 4, Streamul Golfului poartă curentul cald spre nordul Atlanticului pentru fiecare km pătrat. centimetru din suprafața pe an termică într-o cantitate de 80-100 kcal. aproape egală cu cantitatea de căldură primită în aceeași zonă de către ocean sub forma radiației totale. În zona curenților reci, dimpotrivă, oceanul pierde multă căldură. În special, în zona cuprinsă între 20 și 40 ° N. w. la coasta din California, oceanul pierde 1 cm 2 pe an 60 kcal. iar cantitatea de căldură primită de ocean sub forma radiației totale primite este de numai 100 kcal. cm 2 an.
Influența mare asupra distribuției temperaturii aerului pe glob este exercitată de suprafața de bază.
Distribuția pământului în funcție de latitudine (tabelul 2) oferă o idee despre diferența dintre suprafața de bază din emisfera nordică și cea sudică. În emisfera nordică, continentele reprezintă 39,3% din suprafața totală, în timp ce mările și oceanele reprezintă 60,7%; În emisfera sudică, suprafața apei ocupă 80,9%, iar terenul - 19,1% din suprafața totală. Numai în zona ecuatorială a celor două emisfere, continentele ocupă aproximativ aceeași zonă. Dimpotrivă, în latitudinile mari și mijlocii diferența este destul de semnificativă. Este deosebit de important ca în emisfera sudică datorită prezenței Antarcticii între 75 și 90 ° S. w. terenul ocupă întreaga zonă și între latitudini de 65 și 35 ° S. w. - doar 0-9%. În același timp, în emisfera nordică între 75-90 ° N. w. Terenul ocupă 24-0% din suprafață și între 65 și 35 ° N. w, 76-42%.
În emisfera sudică, datorită predominării suprafeței apei și dimensiunilor mici ale continentelor, abaterile de la temperatura latitudinii la mijloc nu depășesc 6-8 °.
Astfel, eterogenitatea stratului inferior al atmosferei în "direcția orizontală" este asociată cu distribuția inegală a radiației solare pe glob și cu eterogenitatea suprafeței subiacente a pământului.
Influența suprafeței de bază este nu numai asupra distribuției de temperatură, dar și pe modificarea caracteristicilor sale de (umiditate, praf, și așa mai departe. P.), în special în cazul în care masa de aer sunt deasupra orice zonă un timp relativ lung. Deplasându-se pe o altă suprafață de bază, masele de aer își schimbă continuu proprietățile fizice, inclusiv caracteristicile termodinamice.
Între regiunile în care gradientele elementelor meteorologice sunt mici și, prin urmare, în cazul în care sunt localizate masele de aer relativ omogene, există zone cu mari gradiente de temperatură orizontale - zone frontale frontale și fronturi de mare altitudine. Cu cât diferența dintre caracteristicile termodinamice ale masei de aer este mai mare, cu atât mai mari sunt gradientele de temperatură orizontale din zona frontală corespunzătoare.
Trebuie remarcat faptul că omogenitatea maselor de aer este relativă, deoarece aerul este în mișcare continuă. În acest caz, datorită schimbărilor în direcția vântului și vitezei cu altitudine, masa de aer se mișcă rareori ca un întreg în una din direcții. Chiar și în afara zonelor și fronturilor frontale apare adesea pătrunderea aerului cald în cel rece, se formează inversiuni și așa mai departe.
Stratificarea orizontală a atmosferei apare nu numai în troposferă, ci și în stratosfera inferioară. În stratosfera inferioară, se găsesc și zone frontale care separă masele de aer rece și cald. Neomogenitatea aerului din stratosfera se datorează nu numai condițiilor de radiație, ci și advecției intensive a maselor de aer rece și cald, însoțite de mișcări verticale semnificative și schimbări dinamice de temperatură.
În special, răcirea puternică a aerului pe timp de iarnă asupra regiunilor polare se datorează condițiilor de radiație ale stratosferei în timpul nopții polarizate și încălzirii în aceleași regiuni vara - condițiile de radiație ale zilei polare. Cu toate acestea, încălzirea sa asupra anticicloanelor înalte se datorează advecției și proceselor dinamice care apar în strânsă legătură cu procesele din troposferă.
Articole similare
Trimiteți-le prietenilor: