Docstoc

Czynniki kszta_tuj_ce system klimatyczny Ziemi

Document Sample
Czynniki kszta_tuj_ce system klimatyczny Ziemi Powered By Docstoc
					Czynniki kształtujące system
    klimatyczny Ziemi
• Promieniowanie słoneczne i cieplne
• Cyrkulacja atmosferyczna i oceaniczna
• Efekt cieplarniany
Bilans radiacyjny Ziemi
    Słońce - główne źródło energii dla
          procesów atmosferycznych


- zbudowane z wodoru i helu (98% masy)
       oraz tlenu (0,8%), węgla (0,4%),
        neonu (0,2%), żelaza i azotu (po
                             0,1%),
          - emisja energii - 63 MJ z 1 m2
         powierzchni w ciągu 1 sekundy,
    Fale elektromagnetyczne


•
            Widmo promieniowania
         Rodzaj słonecznego ilości energii (%)
                 Długość fali Udział w ogólnej
    promieniowania            (mm.)       poza atmosferą przy powierzchni Ziemi
nadfiolet próżniowy          < 0,200
nadfiolet daleki (UV-C)   0,200 - 0,280
nadfiolet średni (UV-B)   0,281 - 0,315
nadfiolet bliski (UV-A)   0,316 - 0,400         5                  1

promieniowanie            0,401 - 0,760        52                  40
widzialne

podczerwień bliska        0,761 - 2,500        43                  59
podczerwień średnia       2,501 - 4,000
                                   I0 =1368 W/m2



Średnio do 1 m2 powierzchni kuli ziemskiej (na umownej
     górnej granicy atmosfery) dociera I0/4 energii


             I0 /4 =1368/4 W/m2 =342 W/m2
Bilans promieniowania
         I0 /4 =342 W/m2
                                   I0 =1368 W/m2



Średnio do 1 m2 powierzchni kuli ziemskiej (na umownej
     górnej granicy atmosfery) dociera I0/4 energii


             I0 /4 =1368/4 W/m2 =342 W/m2
Bilans promieniowania
         I0 /4 =342 W/m2
 Przepływ promieniowania słonecznego
        przez atmosferę ziemską
osłabienie promieniowania,
atmosfera pochłania około 16% promieniowania
  docierającego do jej górnej granicy,

prawo Bougera-Lamberta osłabienia promieniowania słonecznego:
         I = I0 pm  (m = 1/sin h)
gdzie:
I - natężenie promieniowania na powierzchni prostopadłej do promieni
    słonecznych,
p - wsp. przezroczystości atmosfery,
m - wsp. masy optycznej atmosfery,
h - wysokość Słońca.
  Przepływ promieniowania słonecznego
         przez atmosferę ziemską
rozpraszanie promieniowania (Id lub Kdif),
      - 25% promieniowania jest rozpraszane, z tego 2/3
        osiąga powierzchnię Ziemi, a 1/3 uchodzi w
        przestrzeń kosmiczną,

      - prawo Rayleigh’a - natężenie p.r. jest odwrotnie proporcjonalne
         do czwartej potęgi długości fali rozpraszanego promieniowania i
         wprost proporcjonalne do szóstej potęgi promienia cząstek
         rozpraszających oraz ich liczby w jednostce objętości,
             Pochłanianie i odbijanie
           promieniowania słonecznego

• stosunek promieniowania odbitego (Kref) do
  promieniowania padającego (Kglob) nosi nazwę albedo
  (A),
• A = |Kref |/ Kglob
• pochłanianiu ulega ilość promieniowania całkowitego równa:
•      Kglob (1 - A)
• odbiciu ulega ilość promieniowania równa:
•      Kglob A
                                Albedo podłoża (ag - %)
• .   Rodzaj powierzchni
  sucha, szara gleba                    25-30
  piasek żółty                           35
  beton                                  30
  asfalt                                 20
  chodniki                               18
  świeża trawa                           26
  trawa przesuszona                     17-19
  pszenica                              10-25
  lasy liściaste                        10-35
  lasy iglaste                          14-40
  świeży, gęsty, czysty śnieg           85-95
  śnieg porowaty, zabrudzony            29-47
•
Roczne sumy promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi (GJ/m2)
    Promieniowanie długofalowe (cieplne)


•
       Prawo Stefana-Boltzmana
Każde ciało o temperaturze wyższej od zera
 absolutnego emituje promieniowanie cieplne o
 natężeniu proporcjonalnym do czwartej potęgi
 temperatury tego ciała:

                           L = s T4
T – temperatura powierzchni promieniującej (K)
s – stała Stefana-Boltzmana (=5,667 10-8 W·m2·K-4),
                   Bilans radiacyjny
                (= Saldo promieniowania)
Na saldo promieniowania Q składają się strumienie
  promieniowania krótkofalowego (słonecznego) (K) i
  promieniowania długofalowego (cieplnego) (L):

             Q = K + L = Kglob – Kref + La – Lg ,

  gdzie:
       K - saldo promieniowania krótkofalowego,
       L - saldo promieniowania długofalowego,
       Kglob - całkowite promieniowanie słoneczne,
       Kref - promieniowanie odbite od powierzchni czynnej,
       La - promieniowanie zwrotne atmosfery,
       Lg - promieniowanie powierzchni czynnej
         Globalny bilans radiacyjny
• Na górnej granicy atmosfery:
      Przychód:
      promieniowanie dochodzące                  +100%
      Rozchód:
      prom. odbite od chmur i atmosfery          -22
      prom. odbite od podłoża                    -9
      długofalowe prom. podłoża                  -12
      długofalowe prom. atmosfery                -57
• Na powierzchni Ziemi
      Przychód:                        [+144%]
      bezpośrednie prom. słoneczne               +32
      rozproszone prom. słoneczne                +17
      prom. zwrotne atmosfery                    +95
      Rozchód:                         [-114%]
      prom. długofalowe podłoża                  -114
• Różnica pomiędzy przychodem i rozchodem ciepła na
  powierzchni Ziemi jest równoważona przez
•     nieradiacyjne straty ciepła                -30
Strumienie bilansu cieplnego
      Procesy przenoszenia ciepła w
               atmosferze
• promieniowanie (radiacja),
• przewodnictwo cząsteczkowe (kondukcja),
• unoszenie cząstek (turbulencyjna wymiana
  ciepła jawnego),
• przemiany fazowe wody (turbulencyjna wymiana
  ciepła utajonego)
• procesy adiabatyczne
                Globalny bilans cieplny
• Na powierzchni Ziemi
      Przychód:                       [+144 %]
      pochłonięte prom. słoneczne                 +49
      prom. zwrotne atmosfery                     +95
      Rozchód:                        [-144 %]
      prom. długofalowe podłoża                   -113
      ewaporacja                                  -23
      konwekcja                                   -7
• W atmosferze
      Przychód:                        [+152 %]
      prom. słoneczne pochłonięte w atm.          +20
      prom. długofalowe                           +102
      ewaporacja                                  +23
      konwekcja                                   +7
      Rozchód:                        [-152 % ]
      prom. zwrotne atmosfery                     -95
      prom. długofalowe uchodzące poza atm.       -57
• Na górnej granicy atmosfery:
     Przychód:                 [342 W/m2 = 100%]
     Rozchód:
     prom. odbite od chmur i atm.    -22%
     prom. odbite od podłoża          -9%
     wypromieniowanie długofalowe -69%
Cyrkulacja atmosfery
•   Cyrkulacja planetarna zależy od:
•   - dopływu promieniowania słonecznego,
•   - składu i stratyfikacji termicznej atmosfery,
•   - ruchu obrotowego Ziemi,
•   - cyrkulacji oceanicznej.
Roczne sumy promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi (GJ/m2)
•
• Cyrkulacja termohalinowa - globalna cyrkulacja oceanu
  spowodowana zmianami gęstości wody w zależności od
  stężenia soli i temperatury wody
• Małe zmiany we własnościach cyrkulacji termohalinowej
  mogą powodować duże zmiany klimatyczne ze względu na
  dużą pojemność cieplną oceanu. Skale czasowe tych
  zmian są rzędu tysiąca lat. Cyrkulacja termohalinowa jest
  nazywana globalnym pasem transmisyjnym lub
  południkową cyrkulacją wymienną
•
• Półkula Północna
• Cyrkulacja oceaniczna powoduje przemieszczanie się wód
  powierzchniowych ku obszarom polarnym, gdzie ulegają one
  ochłodzeniu.
• Ochładzanie to powoduje uwalnianie ciepła, które ogrzewa powietrze i
  sprawia, że woda staje się na tyle chłodna i gęsta aby opadła na dno
  oceanu (tzw. downwelling). W ten sposób tworzy się nowa woda
  głębinowa, która zastępuje dotychczasową poprzez spychanie jej w
  kierunku równika.
• Rejonami, w których to następuje są akweny w pobliżu Labradoru
  i Grenlandii w północnej części Oceanu Atlantyckiego. Woda głębinowa
  z Północnego Atlantyku płynie na południe przy dnie oceanu pozwalając
  aby cieplejsze wody powierzchniowe płynęły na północ, by zająć ich
  miejsce.
• Silne ochładzanie występuje także na Morzu Beringa na Północnym
  Pacyfiku, ale budowa dna morskiego uniemożliwia powstałej tam wodzie
  głębinowej włączenie się do cyrkulacji oceanicznej.
• Antarktyka
• Tworzenie się wód głębinowych następuje także wokół Antarktyki,
  podczas powstawania lodu morskiego. Lód ten zawiera niewiele soli,
  dlatego też podczas jego tworzenia się, otaczająca go woda staje się
  coraz bardziej słona i gęsta. Ta bardzo gęsta woda spływa po krawędzi
  kontynentu aby utworzyć antarktyczne zimne wody denne. Woda ta
  następnie odpływa w różnych kierunkach i dociera do wielu miejsc.
Wody głębinowe krążące po dnie oceanu, napotykają
  na znajdujące się tam pasma górskie. Powoduje to
  zaburzenia w przepływie wody i silne jej mieszanie, co z
  kolei wymusza wynoszenie wód głębinowych ku
  powierzchni (tzw. upwelling).
Ponadto na Oceanie Południowym mieszanie wód jest
  spowodowane silnym wiatrem, co także wzmaga upwelling.
Kiedy wody głębinowe znajdą się już na powierzchni,
  powracają ku biegunom w postaci prądów
  powierzchniowych, wywoływanych przez przeważające
  wiatry, dzięki czemu cały cykl zostaje zakończony.
• Cyrkulacja wywołana stałymi wiatrami (np. Prąd
  Zatokowy, Dryft Wiatrów Zachodnich)
• Prąd Zatokowy to jeden z najważniejszych prądów morskich
  wywoływanych przez stałe wiatry. Przenosi on bardzo
  ciepłą wodę z Morza Karaibskiego i z Zatoki Meksykańskiej
  przez Północny Atlantyk aż do Europy Północnej.
• Ciepłe wody ogrzewają powietrze znajdujące się na ich
  trasie i przemieszczanie się tego ciepłego powietrza jest
  bardzo ważnym elementem globalnego transportu ciepła w
  kierunku północnym.
• Dzięki temu Europa Pn. jest znacznie cieplejsza od
  obszarów położonych w podobnych szerokościach
  geograficznych w Ameryce Północnej i na
  wybrzeżach Pacyfiku.
• Na przykład średnia roczna temperatura w Iqaulit (64oN, 68oW),
  znajdującym się w prowincji Kanady Terytoria Północno-Zachodnie,
  wynosi -9,1oC. Natomiast w Trondhaim (63oN, 10oE) w
  Norwegii: +4,8oC. Średnia temperatura w Europie Północnej jest o 9oC
  wyższe niż średnia temperatura dla podobnych szerokości
  geograficznych gdzie indziej.
• Golfsztrom bierze swój początek z połączenia
  Prądu Florydzkiego i Antylskiego u wschodnich
  wybrzeży Stanów Zjednoczonych i płynie z
  prędkością około 9 km/h łukiem w kierunku
  północnowschodnim.
• Cyrkulacja Monsunowa
• Okresowe oscylacje cyrkulacji;
  – Północnoatlantycka (NAO),
  – Południowa El Niño (ENSO)

				
DOCUMENT INFO
Shared By:
Categories:
Tags:
Stats:
views:36
posted:12/22/2011
language:Polish
pages:38