Климат Земли

Опубликовано umeda - сб, 05/09/2009 - 08:45

Питает и определяет климат Земли солнечная энергия. На 1 квадратный метр горизонтальной (т.е. параллельной поверхности Земли) площадки в среднем приходит 342 Вт/ квадратный метр, если ее поместить на внешнюю границу атмосферы.

Часть солнечной энергии (примерно 30%) отражается атмосферой, главным образом облаками и поверхностью Земли. Поток солнечных лучей существенно меняется в течение года и по широте. Это определяет разницу температуры, влажности, давления и ветра на Земле, т.е. климатическую зональность.

В атмосфере солнечные лучи сильно рассеиваются, но поглощаются слабо (около 10%). Там, где есть облака, они отражают примерно 36% солнечных лучей. Оставшиеся 66% энергии, попадая на Землю, частично отражаются, а остальная часть расходуется на испарение влаги, таяние снега (льда) и нагрев поверхности. Тепло вглубь грунта проникает всего на несколько метров, в океане вода прогревается на десятки, а иногда на сотни метров. От нагретой Земли в атмосферу отправляется поток тепла и водяного пара (скрытого тепла). Помимо этого тепло теряется за счет длинноволнового излучения.

Свойства атмосферы таковы, что она почти непрозрачна для длинноволновой радиации, которую испускает теплая Земля (главным образом за счет водяного пара и облачности, в меньшей степени из-за углекислого газа, метана, озона и других газов). В то же время атмосфера сама испускает длинноволновую радиацию (которая вместе с прошедшим сквозь атмосферу земным излучением и формирует уходящую длинноволновую радиацию иа верхней границе атмосферы). Часть радиации, пробившаяся сквозь воздушные слои, смешивается с той, которую испускает сама атмосфера. Однако этот поток излучения, уходящий в космос, существенно меньше того потока, что стартует от Земли. Таким образом, атмосфера обладает своеобразной "мембранной" способностью пропускать солнечную энергию вниз больше, чем вверх, и удерживать тепло за счет своей непрозрачности в длинноволновой области спектра. При отсутствии этого эффекта (так называемого парникового эффекта) температура у поверхности была бы в среднем примерно 35 С и равнялась бы в среднем примерно -20 С, что сделало бы жизнь на Земле пойти невозможной.

Таким образом, атмосфера нагревается снизу, и это приводит к перегреву приповерхностного слоя воздуха. Легкий теплый воздух стремится подняться над холодным. Атмосфера перемешивается по вертикали до больших высот (в пределах тропосферы, т.е. в пределах 60% массы всей атмосферы).

В отличие от атмосферы океан нагревается сверху. В тропиках и средних широтах слой теплой легкой воды так и остается сверху не смешиваясь с холодными водами глубин океана.

По-иному живет океан и высоких широтах.

Дело в том, что плотность холодных морских вод в значительной степени определяется соленостью. Поэтому в полярных акваториях при низких но температурах самыми легкими оказываются не самые теплые, а наименее соленые воды. Именно повышенная соленость позволяет теплой воде "тонуть" в холодной до тех пор, пока не попадет на уровень, соответствующий ее плотности.

Поступившее тепло перераспределяется между атмосферой, океаном и сушей. При этом больше всего его запасается в океане – содержание тепла в нескольких десятках кубических метров воды в 100 раз больше, чем у атмосферы и деятельного, т.е. прогреваемого, слоя грунта на суше. Медленно запасая и медленно отдавая тепло, Мировой океан уменьшает колебания температуры во всей географической оболочке.

В тропиках Земля приобретает тепло, а в высоких широты – теряет. Ясно, что на Земле должен существовать перенос энергии из низких широт в высокие. Этим занимаются течении в атмосфере и океане.

Чтобы понять, как это происходит, необходимо знать общую циркуляцию атмосферы и океана, которые влияют на климат Земли.

Нагретый воздух расширяется, и начинает действовать сила, приложенная в направлении от теплых к холодным областям. При этом в нижних слоях в холодных областях возникают области повышенного давлении.

На вращающейся Земле динамика атмосферы определяется не только названной причиной – в формировании циркуляции принимают участие и силы инерции.

В средних широтах в атмосфере появляются в волны и вихри с характерным размером в 1 тысячу км. Вихри с низким давлением в центре и вращением воздуха (в Северном полушарии) против часовой стрелки (циклоны) поднимают вверх воздух, который поступает со стороны. Вихри с высоким давлением воздуха а центре и вращением (в Северном полушарии) по часовой стрелки (антициклоны) делают обратное – опускают воздух, который затем растекается к периферии. Так как сила Кориолоса (по имени французского ученого Г. Кориолиса; заключается в том, что свободно падающие тела отклоняются от вертикали к Восточному полушарию, а тела, движущиеся горизонтально, отклоняются в Северном полушарии вправо, а в Южном – влево от направлены их движения) отклоняют антициклоны направо, а циклоны налево, в субтропических поясах усиливается высокое давление во появляются пояса низкого давления в субполярных широтах. Сильные меридиональные потоки и обеспечивают необходимый перенос энергии в атмосфере. Вклад средних циркуляций в меридиональный обмен имеет значение лишь в низких широтах. В результате в атмосфере возникает широтная чересполосица в направлениях ветров в среднем переносе воздушных масс. Это приводит к пассатам – восточным ветрам в тропическом поясе. В районе экватора пассатные потоки также встречаются, избыточные воздушные массы вытесняются вверх.

При этом подъем масс происходит в виде множества отдельных узких струй, существующих около часа. Они наглядно проявляются в виде башен кучево-дождевых облаков, нередко достигающих вершинами высоты 15 – 17 км.

По широтам чередуются пояса высокого и низкого давления, западного и восточного переноса. Вся система этих поясов смещается по сезонам в широтном направлении от 5 до 20 широты, следуя за солнцем, на север в июле и на юг в январе. "Метеорологический экватор" также смещается по сезонам, но в среднем он расположен на 5 севернее географического. Разница вызвана большей континентальностью Северного полушария по сравнению с Южным.

Циркуляция атмосферы осложняется снижением давления воздуха над континентами летом и обратным процессом зимой. При этом возникает муссонная циркуляция, т.е. система сезонных ветров – от океана к суше летом и от суши к океану зимой. Муссоны наиболее сильны на юге и востоке Азии, в Австралии и в Гвинейском заливе.

Движение океана определяется плотностью вод, силами инерции и ветрами. Так же, как и атмосфере, океану свойственны ярко выраженные струйные потоки – течения. Из-за неустойчивости они порождают океанские вихри с характерным масштабом порядка 100 км. И сами течения, в вихри переносят громадное количество тепла.

Помимо движения воздуха в формировании климата Земли важнейшую роль играет гидрологический цикл – динамика влаги в атмосфере. Часто водяной пар конденсируется и выделяет тепло вдали от мест своего испарения. В результате возникают облака, и влага возвращается в океан или с реками, или в виде осадков. Тепло конденсации способствует подъему воздушных масс. Без него кучевые облака не могли бы подниматься так высоко – до верхней границы тропосферы. Пустыни – наиболее сильный источник нагрева воздуха: ледники, морские льды, снег охлаждают воздух. Роль растительности зависит от интенсивности испарения влаги. Чем оно сильнее, тем слабее нагрев воздуха, иногда сменяющийся и охлаждением за счет потерь тепла на испарение.