Тепловой баланс атмосферы схема. Уравнение теплового баланса земной поверхности. Понятие о термобарическом поле Земли

Теплово й бала нс Земли, соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля - атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация , поэтому распределение и соотношение составляющих Т. б. характеризуют её преобразования в этих оболочках.

Т. б. представляют собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (Т. б. земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (Т. б. атмосферы); для такого же столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы или гидросферу (Т. б. системы Земля - атмосфера).

Уравнение Т. б. земной поверхности: R + P + F 0 + LE = 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В число этих потоков входит радиационный баланс (или остаточная радиация) R - разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как температура земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный поток тепла F 0 наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной теплопроводностью , тогда как в водоёмах теплообмен, как правило, имеет в большей или меньшей степени турбулентный характер. Поток тепла F 0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный интервал времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное значение в Т. б. земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу.

Уравнение Т. б. атмосферы имеет вид: R a + L r + P + F a = D W.

Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса R a ; прихода или расхода тепла L r при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г - сумма осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла F a , вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение T. б. атмосферы входит член D W, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.

Уравнение Т. б. системы Земля - атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях Т. б., на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.

Средние широтные величины составляющих Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. б. атмосферы приведены в таблицах 1, 2, где величины членов Т. б. считаются положительными, если соответствуют приходу тепла. Так как эти таблицы относятся к средним годовым условиям, в них не включены члены, характеризующие изменения теплосодержания атмосферы и верхних слоев литосферы, поскольку для этих условий они близки к нулю.

Для Земли как планеты, вместе с атмосферой, схема Т. б. представлена на рис. На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см 2 в год, из которых около отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см 2 в год поглощает Земля (стрелка Q s на рис. ). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см 2 в год; 18 ккал/см 2 в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см 2 в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q ). Атмосфера поглощает 59 ккал/см 2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см 2 в год (стрелка I ), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см 2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см 2 в год (стрелка I s ). Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см 2 в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды (кружок LE ) и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи (стрелка Р ).

Табл. 1. - Тепловой баланс земной поверхности, ккал/см 2 год

Данные о составляющих Т. б. используются при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии; они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для эмпирической проверки результатов применения этих моделей. Материалы о Т. б. играют большую роль в изучении изменений климата, их применяют также в расчётах испарения с поверхности речных бассейнов, озёр, морей и океанов, в исследованиях энергетического режима морских течений, для изучения снежных и ледяных покровов, в физиологии растений для исследования транспирации и фотосинтеза, в физиологии животных для изучения термического режима живых организмов. Данные о Т. б. были использованы и для изучения географической зональности в работах советского географа А. А. Григорьева.

Табл. 2. - Тепловой баланс атмосферы, ккал/см 2 год

Лит.: Атлас теплового баланса земного шара, под ред. М. И. Будыко, М., 1963; Будыко М. И., Климат и жизнь, Л., 1971; Григорьев А. А., Закономерности строения и развития географической среды, М., 1966.

Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов. Это необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры в нижних слоях атмосферы, прежде всего, определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.

Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх - в атмосферу и вниз - в почву или в воду.

Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности.

Чтобы написать это уравнение, во-первых, объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в радиационный баланс.

Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности обозначим Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды назовем А. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности обозначим LE, где L - удельная теплота испарения и Е - масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.

Можно еще сказать, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла (рис. 5.1).

Уравнение (1) действительно для любого промежутка времени, в том числе и для многолетнего периода.

Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды (в так называемом деятельном слое). Температура этого слоя, а стало быть, и температура земной поверхности при этом возрастают. Напротив, при передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит прежде всего из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.

От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем почти столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все же за летние сутки тепла уходит вниз несколько больше, чем приходит снизу. Поэтому слои почвы и воды, а стало быть, и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения прихода - расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало.

Тепловой баланс Земли - соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля - атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является Солнечная радиация, поэтому распределение и соотношение составляющих тепловой баланс характеризуют её преобразования в этих оболочках.

Тепловой баланс представляют собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (тепловой баланс земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (тепловой баланс атмосферы); для такого же столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы или гидросферу (тепловой баланс системы Земля - атмосфера).

Уравнение тепловой баланс земной поверхности:

R + P + F0 + LE = 0. (15)

представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В этой формуле:

R - радиационный баланс, разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности.

Р - поток тепла, возникающий между подстилающей поверхностью и атмосферой;

F0 - поток тепла наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы;

LE - расход тепла на испарение, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L тепловой баланс

В число этих потоков входит Радиационный баланс (или остаточная радиация) R - разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как температура земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный поток тепла F0 наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной Теплопроводностью, тогда как в водоёмах теплообмен, как правило, имеет в большей или меньшей степени турбулентный характер. Поток тепла F0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный интервал времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное значение в тепловом балансе земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу.

Уравнение тепловой баланс атмосферы имеет вид:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

где ΔW - величине изменения теплосодержания внутри вертикальной стенки атмосферного столба.

Тепловой баланс атмосферы слагается из её радиационного баланса Ra; прихода или расхода тепла Lr при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г - сумма осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла Fa, вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение тепловой баланс атмосферы входит член ΔW, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.

Уравнение тепловой баланс системы Земля - атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений тепловой баланс земной поверхности и атмосферы. Составляющие тепловой баланс земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях тепловой баланс, на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.

Средние широтные величины составляющих тепловой баланс земной поверхности для океанов, суши и Земли и тепловой баланс атмосферы приведены в таблицах, где величины членов тепловой баланс считаются положительными, если соответствуют приходу тепла. Так как эти таблицы относятся к средним годовым условиям, в них не включены члены, характеризующие изменения теплосодержания атмосферы и верхних слоев литосферы, поскольку для этих условий они близки к нулю.

Для Земли как планеты, вместе с атмосферой, схема тепловой баланс представлена на рис. На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см 2 в год, из которых около 1/3 отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см 2 в год поглощает Земля

Теплообмен самопроизвольный необратимый процесс переноса теплоты в пространстве, обусловленный неоднородным полем температуры. В общем случае перенос теплоты может также вызываться неоднородностью полей других физически величин, например разностью концентраций (диффузионный термоэффект). Различают три вида теплообмена: теплопроводность, конвекция и лучистый теплообмен (на практике теплообмена обычно осуществляется всеми 3 видами сразу). Теплообмен определяет или сопровождает многие процессы в природе (например, ход эволюции звёзд и планет, метеорологические процессы на поверхности Земли и т. д.). в технике и в быту. Во многих случаях, например при исследовании процессов сушки, испарительного охлаждения, диффузии, теплообмен рассматривается совместно с массообменом. Теплообмена между двумя теплоносителями через разделяющую их твёрдую стенку или через поверхность раздела между ними называется теплопередачей.

Теплопроводность один из видов переноса теплоты (энергии теплового движения микрочастиц) от более нагретых частей тела к менее нагретым, приводящий к выравниванию температуры. При теплопроводности перенос энергии в теле осуществляется в результате непосредственной передачи энергии от частиц (молекул, атомов, электронов), обладающих большей энергией, частицам с меньшей энергией. Если относительное изменение температуры теплопроводности на расстоянии средней длины свободного пробега частиц l мало, то выполняется основной закон теплопроводности (закон Фурье): плотность теплового потока q пропорциональна Градиенту температуры grad T, то есть (17)

где λ - коэффициент теплопроводности, или просто теплопроводность, не зависит от grad T [λ зависит от агрегатного состояния вещества (см. табл.), его атомно-молекулярного строения, температуры и давления, состава (в случае смеси или раствора).

Знак минус в правой части уравнения указывает, что направление теплового потока и температурного градиента взаимно противоположны.

Отношение величины Q к площади сечения F называется удельным тепловым потоком или тепловой нагрузкой и обозначается буквой q.

(18)

Значения коэффициента теплопроводности λ для некоторых газов, жидкостей и твёрдых тел при атмосферном давлении 760 мм ртутного столба выбирается из таблиц.

Теплопередача. Теплообмен между двумя теплоносителями через разделяющую их твёрдую стенку или через поверхность раздела между ними. Теплопередача включает в себя теплоотдачу от более горячей жидкости к стенке, Теплопроводность в стенке, теплоотдачу от стенки к более холодной подвижной среде. Интенсивность передачи теплоты при теплопередача характеризуется коэффициентом теплопередачи k, численно равным количеству теплоты, которое передаётся через единицу поверхности стенки в единицу времени при разности температур между жидкостями в 1 К; размерность k - вт/(м2․К) [ккал/м2․°С)]. Величина R, обратная коэффициенту теплопередача, называется полным термическим сопротивлением теплопередача. Например, R однослойной стенки

,

где α1 и α2 - коэффициенты теплоотдачи от горячей жидкости к поверхности стенки и от поверхности стенки к холодной жидкости; δ - толщина стенки; λ- коэффициент теплопроводности. В большинстве встречающихся на практике случаев коэффициент теплопередача определяется опытным путём. При этом полученные результаты обрабатываются методами подобия теории

Лучистый теплообмен - радиационный теплообмен, осуществляется в результате процессов превращения внутренней энергии вещества в энергию излучения, переноса энергии излучения и её поглощения веществом. Протекание процессов лучистый теплообмен определяется взаимным расположением в пространстве тел, обменивающихся теплом, свойствами среды, разделяющей эти тела. Существенное отличие лучистый теплообмен от других видов теплообмена (теплопроводности, конвективного теплообмена) заключается в том, что он может протекать и при отсутствии материальной среды, разделяющей поверхности теплообмена, так как осуществляется в результате распространения электромагнитного излучения.

Лучистая энергия, падающая в процессе лучистого теплообмена на поверхность непрозрачного тела и характеризующаяся значением потока падающего излучения Qпад, частично поглощается телом, а частично отражается от его поверхности (см. рис.).

Поток поглощённого излучения Qпогл определяется соотношением:

Qпогл = А Qпад, (20)

где А - поглощательная способность тела. В связи с тем, что для непрозрачного тела

Qпад = Qпогл + Qoтр, (21)

где Qoтр - поток отражённого от поверхности тела излучения, эта последняя величина равна:

Qoтр = (1 - А) Qпад, (22)

где 1 - А = R - отражательная способность тела. Если поглощательная способность тела равна 1, а следовательно, его отражательная способность равна 0, то есть тело поглощает всю падающую на него энергию, то оно называется абсолютно чёрным телом Любое тело, температура которого отлична от абсолютного нуля, испускает энергию, обусловленную нагревом тела. Это излучение называется собственным излучением тела и характеризуется потоком собственного излучения Qсоб. Собственное излучение, отнесённое к единице поверхности тела, называется плотностью потока собственного излучения, или лучеиспускательной способностью тела. Последняя в соответствии со Стефана - Больцмана законом излучения пропорциональна температуре тела в четвёртой степени. Отношение лучеиспускательной способности какого-либо тела к лучеиспускательной способности абсолютно чёрного тела при той же температуре называется степенью черноты. Для всех тел степень черноты меньше 1. Если для некоторого тела она не зависит от длины волны излучения, то такое тело называется серым. Характер распределения энергии излучения серого тела по длинам волн такой же, как у абсолютно чёрного тела, то есть описывается Планка законом излучения. Степень черноты серого тела равна его поглощательной способности.

Поверхность любого тела, входящего в систему, испускает потоки отражённого излучения Qoтр и собственного излучения Qcoб; суммарное количество энергии, уходящей с поверхности тела, называется потоком эффективного излучения Qэфф и определяется соотношением:

Qэфф = Qoтр + Qcoб. (23)

Часть поглощённой телом энергии возвращается в систему в виде собственного излучения, поэтому результат лучистый теплообмен можно представить как разность между потоками собственного и поглощённого излучения. Величина

Qpeз = Qcoб - Qпогл (24)

называется потоком результирующего излучения и показывает, какое количество энергии получает или теряет тело в единицу времени в результате лучистый теплообмен. Поток результирующего излучения можно выразить также в виде

Qpeз = Qэфф - Qпад, (25)

то есть как разность между суммарным расходом и суммарным приходом лучистой энергии на поверхности тела. Отсюда, учитывая, что

Qпад = (Qcoб - Qpeз)/ А, (26)

получим выражение, которое широко используется в расчётах лучистого теплообмена:

Задачей расчётов лучистого теплообмена является, как правило, нахождение результирующих потоков излучения на всех поверхностях, входящих в данную систему, если известны температуры и оптические характеристики всех этих поверхностей. Для решения этой задачи, помимо последнего соотношения, необходимо выяснить связь между потоком Qпад на данную поверхность и потоками Qэфф на всех поверхностях, входящих в систему лучистый теплообмен. Для нахождения этой связи используется понятие среднего углового коэффициента излучения, который показывает, какая доля полусферического (то есть испускаемого по всем направлениям в пределах полусферы) излучения некоторой поверхности, входящей в систему лучистого теплообмена, падает на данную поверхность. Таким образом, поток Qпад на какие-либо поверхности, входящие в систему лучистого теплообмена, определяется как сумма произведений Qэфф всех поверхностей (включая и данную, если она вогнутая) на соответствующие угловые коэффициенты излучения.

Лучистый теплообмен играет значительную роль в процессах теплообмена, происходящих при температурах около 1000 °С и выше. Он широко распространён в различных областях техники: в металлургии, теплоэнергетике, ядерной энергетике, ракетной технике, химической технологии, сушильной технике, гелиотехнике.

Разность между поглощенной солнечной радиацией и эффективным излучением составляет радиационный баланс, или остаточную радиацию земной поверхности (В). Радиационный баланс, осредненный для всей поверхности Земли, можно записать в виде формулы B = Q * (1 – А) - Е эф или B = Q - R k – E эф. На рисунке 24 показано приблизительное процентное соотношение различных видов радиации, участвующих в радиационном и тепловом балансе. Очевидно, что поверхность Земли поглощает 47% от всей поступившей на планету радиации, а эффективное излучение составляет 18%. Таким образом, радиационный баланс, осредненный для поверхности всей Земли, положительный и составляет 29%.

Рис. 24. Схема радиационного и теплового балансов земной поверхности (по К. Я. Кондратьеву)

Распределение радиационного баланса по земной поверхности отличается значительной сложностью. Познание закономерностей этого распределения исключительно важно, поскольку под влиянием остаточной радиации формируется температурный режим подстилающей поверхности и тропосферы и в целом климат Земли. Анализ карт радиационного баланса земной поверхности за год (рис. 25) приводит к следующим выводам.

Годовая сумма радиационного баланса поверхности Земли почти повсюду положительна, за исключением ледяных плато Антарктиды и Гренландии. Его годовые величины зонально и закономерно уменьшаются от экватора к полюсам в соответствии с главным фактором – суммарной радиацией. Причем разница величин радиационного баланса между экватором и полюсами значительнее разности величин суммарной радиации. Поэтому зональность радиационного баланса выражена весьма ярко.

Следующая закономерность радиационного баланса – возрастание его при переходе с суши на Океан с разрывами и смешениями изолиний вдоль берега. Эта особенность лучше" выражена в экваториально-тропических широтах и постепенно сглаживается к полярным. Больший радиационный баланс над океанами объясняется меньшим альбедо воды, особенно в экваториально-тропических широтах, и пониженным эффективным излучением вследствие более низкой температуры поверхности Океана и значительного влагосодержания воздуха и облачности. Вследствие повышенных величин радиационного баланса и большой площади Океана на планете (71%) именно ему принадлежит ведущая роль в тепловом режиме Земли. А разница в радиационном балансе океанов и материков обусловливает их постоянное и глубокое взаимовлияние друг на друга на всех широтах.

Рис. 25. Радиационный баланс земной поверхности за год [МДж/(м 2 Хгод)] (по С. П. Хромову и М. А. Петросянцу)

Сезонные изменения радиационного баланса в экваториально-тропических широтах невелики (рис. 26, 27). Следствием этого являются небольшие колебания температуры в течение года. Поэтому сезоны года определяются там не ходом температур, а годовым режимом осадков. Во внетропических широтах происходят качественные изменения радиационного баланса от положительных до отрицательных значений в течение года. Летом на обширных пространствах умеренных и частично высоких широт величины радиационного баланса значительны (например, в июне на суше у Северного полярного круга они такие же, как в тропических пустынях) и колебания его по широтам сравнительно невелики. Это отражается на температурном режиме и соответственно на ослаблении междуширотной циркуляции в этот период. Зимой на больших просторах радиационный баланс отрицательный: линия нулевого радиационного баланса самого холодного месяца проходит над сушей примерно вдоль 40° широты, над океанами – вдоль 45°. Различная термобарическая обстановка приводит зимой к активизации атмосферных процессов в умеренных и субтропических широтных зонах. Отрицательный радиационный баланс зимой в умеренных и полярных широтах отчасти компенсируется притоком тепла с воздушными и водными массами из экваториально-тропических широт. В отличие от низких широт в умеренных и высоких широтах сезоны года обусловлены прежде всего термическими условиями, зависящими от радиационного баланса.

Рис. 26. Радиационный баланс земной поверхности за июнь [в 10 2 МДж/(м 2 х М ес.)|

В горах всех широт распределение радиационного баланса усложнено влиянием высоты, продолжительностью снежного покрова, инсоляционной экспозицией склонов, облачностью и пр. В целом, несмотря на повышенные величины суммарной радиации в горах, радиационный баланс там меньше за счет альбедо снега и льда, увеличения доли эффективного излучения и иных факторов.

Атмосфера Земли имеет свой собственный радиационный баланс. Приход радиации в атмосферу осуществляется за счет поглощения как коротковолновой солнечной радиации, так и длинноволнового земного излучения. Расходуется радиация атмосферой при встречном излучении, которое полностью компенсируется земным излучением, и за счет уходящей радиации. По расчетам специалистов, радиационный баланс атмосферы отрицательный (-29%).

В целом радиационный баланс поверхности и атмосферы Земли равен 0, т. е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия. Однако избыток радиации на поверхности Земли и недостаток ее в атмосфере заставляют задать вопрос: почему же при избытке радиации поверхность Земли не испепеляется, а атмосфера при ее недостатке не замерзает до температуры абсолютного нуля? Дело в том, что между поверхностью Земли и атмосферой (как и между поверхностью и глубинными слоями Земли и воды) существуют нерадиационные способы передачи тепла. Первый – это молекулярная теплопроводность и турбулентный теплообмен (Я), в процессе которых осуществляется нагрев атмосферы и перераспределение в ней тепла по вертикали и по горизонтали. Нагреваются также глубинные слои земли и воды. Второй – активный теплообмен, который происходит при переходе воды из одного фазового состояния в другое: при испарении тепло поглощается, а при конденсации и сублимации водяного пара происходит выделение скрытой теплоты парообразования (LE).

Именно нерадиационные способы передачи тепла уравновешивают радиационные балансы земной поверхности и атмосферы, приводя и тот и другой к нулю и не допуская перегрева поверхности и переохлаждения атмосферы Земли. Земная поверхность теряет 24% радиации в результате испарения воды (а атмосфера соответственно столько же получает за счет последующей конденсации и сублимации водяного пара в виде облаков и туманов) и 5% радиации при нагреве атмосферы от земной поверхности. В сумме это составляет те самые 29% радиации, которые избыточны на земной поверхности и которых недостает атмосфере.

Рис. 27. Радиационный баланс земной поверхности за декабрь [в 10 2 МДж/(м 2 х М ес.)]

Рис. 28. Составляющие теплового баланса земной поверхности в дневное время суток (по С. П. Хромову)

Алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности и в атмосфере называется тепловым балансом; радиационный баланс является, таким образом, важнейшей составляющей теплового баланса. Уравнение теплового баланса земной поверхности имеет вид:

B – LE – P±G = 0 ,

где В – радиационный баланс земной поверхности, LE – затрата тепла на испарение (L –удельная теплота испарения, £ – масса испарившейся воды), Р – турбулентный теплообмен между подстилающей поверхностью и атмосферой, G – теплообмен с подстилающей поверхностью (рис. 28). Потеря тепла поверхностью на нагрев деятельного слоя днем и летом почти полностью компенсируется его поступлением обратно из глубин к поверхности ночью и зимой, поэтому средняя многолетняя годовая температура верхних слоев почвы и воды Мирового океана считается постоянной и G практически для любой поверхности можно считать равной нулю. Поэтому в многолетнем выводе годовой тепловой баланс поверхности суши и Мирового океана расходуется на испарение и теплообмен между подстилающей поверхностью и атмосферой.

Распределение теплового баланса по поверхности Земли отличается большей сложностью, чем радиационного, из-за многочисленных влияющих на него факторов: облачности, осадков, нагрева поверхности и др. На разных широтах значения теплового баланса отличаются от 0 в ту или другую сторону: в высоких широтах он отрицательный, а в низких – положительный. Недостаток тепла в северных и южных полярных областях компенсируется переносом его из тропических широт главным образом с помощью океанических течений и воздушных масс, тем самым между различными широтами земной поверхности устанавливается тепловое равновесие.

Тепловой баланс атмосферы записывается следующим образом: –B + LE + P = 0.

Очевидно, что взаимодополняющие друг друга тепловые режимы поверхности и атмосферы Земли уравновешивают друг друга: всю солнечную радиацию, поступающую на Землю (100%), уравновешивают потери радиации Земли за счет отражения (30%) и излучения (70%), поэтому в целом тепловой баланс Земли, как и радиационный, равен 0. Земля находится в лучистом и тепловом равновесии, и любое его нарушение может привести к перегреву или охлаждению нашей планеты.

Характер теплового баланса и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства процессов, происходящих в географической оболочке, и прежде всего термический режим тропосферы.

Почти все тепло атмосфера, как и земная поверхность, получает от Солнца. К другим источникам нагрева принадлежит тепло, поступающей из недр Земли, но оно составляет лишь доли процента от общего количества тепла.

Хотя солнечное излучение и служит единственным источником тепла для земной поверхности, тепловой режим географической оболочки является не только следствием радиационного баланса. Солнечное тепло превращается и перераспределяется под влиянием земных факторов, и прежде всего трансформируется воздушными и океаническими течениями. Они же, в свою очередь, обусловлены неравномерным распределением по широтах солнечного излучения. Это один из ярких примеров тесного глобального связи и взаимодействия различных компонентов в природе.

Для живой природы Земли важное значение имеет перераспределение тепла между различными широтами, а также между океанами и материками. Благодаря этому процессу происходит очень сложный пространственный перераспределение тепла на поверхности Земли в соответствии с превосходящих направлений движения воздушных и океанических течений. Однако суммарное перенос тепла направлено, как правило, из низких широт в высокие и с океанов на континенты.

Распределение тепла в атмосфере происходит путем конвекции, теплопроводности и излучения. Тепловая конвекция проявляется везде на планете, ветров, восходящие и нисходящие воздушные потоки имеют повсеместное распространение. Особенно сильно конвекция выражена в тропиках.

Теплопроводность, то есть передача тепла при непосредственном контакте атмосферы с теплой или холодной поверхностью земли, имеет сравнительно небольшое значение, так как воздух - плохой проводник тепла. Именно это свойство нашла широкое применение при изготовлении оконных рам с двойными стеклами.

Поступления и расходы тепла в нижней атмосфере на разных широтах неодинаковы. Севернее 38 ° с. ш. излучается тепла больше, чем поглощается. Эта потеря компенсируется теплыми океаническими и воздушными течениями, направленными в умеренные широты.

Процесс поступления и расходования солнечной энергии, нагревание и охлаждение всей системы атмосферы Земли характеризуется тепловым балансом. Если принять годовое поступление солнечной энергии на верхнюю границу атмосферы за 100%, то баланс солнечной энергии будет выглядеть так: отражается от Земли и возвращается обратно в космическое пространство 42% (эта величина характеризует альбедо Земли), причем 38% отражается атмосферой и 4% - поверхностью земли. Остальные (58%) поглощается: 14% - атмосферой и 44% - земной поверхностью. Нагретая поверхность Земли отдает обратно всю поглощенную ею энергию. При этом излучение энергии земной поверхностью составляет 20%, на нагрев воздуха и испарение влаги расходуется 24% (5,6% - на нагрев воздуха и 18,4% - на испарение влаги).

Такие общие характеристики теплового баланса земного шара в целом. На самом деле для разных широтных поясов для различных поверхностей тепловой баланс будет далеко не одинаковым. Так, тепловой баланс любой территории нарушается при восходе и закате, при смене времен года, в зависимости от атмосферных условий (облачности, влажности воздуха и содержания в нем пыли), характеру поверхности (вода или суша, лес или лука, снежный покров или обнаженная земля), высоты над уровнем моря. Более всего тепла излучается ночью, зимой и через разреженный чистый сухой воздух на больших высотах. Но в итоге потери вследствие излучения компенсируются теплом, поступающей от Солнца, и на Земле в целом преобладает состояние динамического равновесия, иначе она разогревалась бы или, наоборот, охлаждалась.

Температура воздуха

Нагрев атмосферы происходит довольно сложным путем. Короткие волны солнечных лучей в диапазоне от видимого красного до ультрафиолетового света превращаются у поверхности Земли в более длинные тепловые волны, которые позже, при излучении их с поверхности Земли, нагревают атмосферу. Нижние слои атмосферы разогреваются быстрее верхних, что объясняется указанным тепловым излучением земной поверхности и тем, что они имеют большую плотность и насыщенные водяным паром.

Характерной чертой вертикального распределения температуры в тропосфере является ее снижение с высотой. Средний вертикальный градиент температуры, то есть среднее уменьшение, рассчитанное на 100 м высоты, равна 0,6 ° С. Охлаждение влажного воздуха сопровождается конденсацией влаги. При этом выделяется определенное количество теплоты, которая была затрачена на образование пара. Поэтому при поднятии вверх влажного воздуха его охлаждения происходит почти вдвое медленнее сухое. Геотермический коэффициент сухого воздуха тропосферы составляет в среднем 1 ° С.

Воздух, который поднимается вверх от нагретой поверхности суши и водоемов, попадает в зону пониженного давления. Это позволяет ему расширяться, а в связи с этим определенное количество тепловой энергии переходит в кинетическую. Вследствие этого процесса воздух охлаждается. Если при этом оно ниоткуда не получает тепла и никуда его не отдает, то весь описанный процесс называется адиабатическим, или динамическим охлаждением. И наоборот, воздух, опускается, попадает в зону повышенного давления, оно уплотняется воздухом, что его окружает, и механическая энергия переходит в тепловую. Из-за этого воздух испытывает адиабатического нагрева, которое составляет в среднем 1 ° С на каждые 100 м опускания.

Иногда температура воздуха с высотой растет. Это явление получило название инверсии. Причины u "проявления разнообразны: радиационное излучение Земли над ледовыми покровами, прохождение сильных течений теплого воздуха над холодной поверхностью. Особенно характерны инверсии для горных районов: тяжелое холодный воздух стекает в горные котловины и там застаивается, вытесняя вверх более легкое теплый воздух.

Суточные и годовые изменения температуры воздуха отражает тепловое состояние поверхности. В приземном слое воздуха суточный максимум устанавливается в 14-15 ч, а минимум наблюдается после восхода Солнца. Наибольшая суточная амплитуда имеет место в субтропических широтах (30 ° С), наименьшая - в полярных (5 ° С). Годовой ход температуры зависит от широты, характера подстилающей поверхности, высоты места над уровнем океана, рельефа, удаленности от океана.

В распределении годовых температур на земной поверхности выявлены определенные географические закономерности.

1. В обоих полушариях средние температуры снижаются в направлении к полюсам. Однако термический экватор - теплая параллель со средней годовой температурой 27 ° С - расположена в Северном полушарии примерно на 15-20 ° широты. Объясняется это тем, что суша занимает здесь большую площадь, чем на географическом экваторе.

2. От экватора к северу и югу температуры изменяются неравномерно. Между экватором и 25-той параллелью снижение температуры происходит очень медленно - менее двух градусов на каждые десять градусов широты. Между 25 ° и 80 ° широты в обоих полушариях температуры снижаются очень быстро. Местами это снижение превышает 10 ° С. Далее к полюсам скорость падения температуры вновь уменьшается.

3. Средние годовые температуры всех параллелей Южного полушария меньше температуры соответствующих параллелей Северного полушария. Средняя температура воздуха преимущественно "материковой" Северного полушария составляет в январе +8,6 ° С, в июле - +22,4 ° С; в Южной "океанической" полушария средняя температура июля +11,3 ° С, января - +17,5 ° С. Вдвое больше годовая амплитуда колебаний температуры воздуха в Северном полушарии объясняется особенностями распределения суши и моря на соответствующих широтах и охлаждающим воздействием грандиозного ледового купола Антарктиды на климат Южного полушария.

Важные характеристики распределения температур воздуха на Земле дают карты изотерм. Так, на основе анализа распределения июльских изотерм на земной поверхности можно сформулировать следующие основные выводы.

1. В внетропических областях обоих полушарий изотермы над материками изгибаются к северу относительно положения ее на окнах. В Северном полушарии это обусловлено тем, что суша нагретая сильнее, чем море, а в Южной - обратное соотношение: в это время здесь суша холоднее море.

2. Над океанами июльские изотермы отражают влияние холодных течений температуры воздуха. Особенно заметно это проявляется вдоль тех западных берегов Северной Америки и Африки, которые омываются холодными соответствии Калифорнийской и Канарским океаническими течениями. В Южном полушарии изотермы изогнутые в противоположную сторону на север - тоже под влиянием холодных течений.

3. Самые высокие средние температуры июля наблюдаются в пустынях, расположенных севернее экватора. Особенно жарко в это время в Калифорнии, Сахаре, Аравии, Иране, внутренних районах Азии.

Распределение январских изотерм тоже имеет свои особенности.

1. Изгибы изотерм над океанами на север и над сушей на юг становятся еще рельефнее, контрастнее. Больше всего это проявляется в Северном полушарии. Сильные изгибы изотерм в сторону Северного полюса отражают увеличение тепловой роли океанических течений Гольфстрим в Атлантическом океане и Куро-Сио в Тихом.

2. В внетропических областях обоих полушарий изотермы над материками заметно изогнутые на юг. Это объясняется тем, что в Северном полушарии суша холоднее, а в Южной - теплее, чем море.

3. Самые высокие средние температуры в январе бывают в пустынях тропического пояса Южного полушария.

4. областями наибольшего охлаждения на планете в январе, как и в июле, является Антарктида и Гренландия.

В целом можно констатировать, что изотермы Южного полушария в течение всех сезонов года имеют более прямолинейный (широтный) характер простирания. Отсутствие здесь существенных аномалий в ходе изотерм объясняется значительным преобладанием водной поверхности над сушей. Анализ хода изотерм свидетельствует о тесной зависимости температур не только от величины солнечного излучения, но и от перераспределения тепла океаническими и воздушными течениями.

Основным источником энергии для всех процессов, происходящих в биосфере, является солнечное излучение. Атмосфера, окружающая Землю, слабо поглощает коротковолновое излучение Солнца, которое, в основном, достигает земной поверхности. Некоторая часть солнечного излучения поглощается и рассеивается атмосферой. Поглощение падающей солнечной радиации обусловлено наличием в атмосфере озона, углекислого газа, паров воды, аэрозолей.[ ...]

Под действием падающего солнечного потока в результате его поглощения земная поверхность нагревается и становится источником длинноволнового (ДВ) излучения, направленного к атмосфере. Атмосфера, с другой стороны, также является источником ДВ излучения, направленного к Земле (так называемое противоизлучение атмосферы). При этом возникает взаимный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой. Разность между КВ излучением, поглощенным земной поверхностью и эффективным излучением называется радиационным балансом. Преобразование энергии КВ солнечной радиации при поглощении ее земной поверхностью и атмосферой, теплообмен между ними составляют тепловой баланс Земли.[ ...]

Главной особенностью радиационного режима атмосферы является парниковый эффект, который заключается в том, что КВ радиация большей частью доходит до земной поверхности, вызывая ее нагрев, а ДВ излучение от Земли задерживается атмосферой, уменьшая при этом теплоотдачу Земли в космос. Атмосфера является своего рода теплоизолирующей оболочкой, которая препятствует охлаждению Земли. Увеличение процентного содержания С02, паров Н20, аэрозолей и т. п. будет усиливать парниковый эффект, что приводит к увеличению средней температуры нижнего слоя атмосферы и потеплению климата. Основным источником теплового излучения атмосферы является земная поверхность.[ ...]

Интенсивность солнечного излучения, поглощенного земной поверхностью и атмосферой составляет 237 Вт/м2, из них 157 Вт/м2 поглощается земной поверхностью, а 80 Вт/м2 - атмосферой. Тепловой баланс Земли в общем виде представлен на рис. 6.15.[ ...]

Радиационный баланс земной поверхности составляет 105 Вт/м2, а эффективное излучение с нее равно разности поглощенной радиаций и радиационного баланса и составляет 52 Вт/м2. Энергия радиационного баланса затрачивается на турбулентный теплообмен Земли с атмосферой, что составляет 17 Вт/м2, и на процесс испарения воды, что составляет 88 Вт/м2.[ ...]

Схема теплообмена атмосферы представлена на рис. 6.16. Как видно из этой схемы, атмосфера получает тепловую энергию от трех источников: от Солнца, в виде поглощенного КВ излучения с интенсивностью примерно 80 Вт/м2; теплоты от конденсации водяного пара, приходящей от земной поверхности и равной 88 Вт/м2; турбулентного теплообмена между Землей и атмосферой (17 Вт/м2).[ ...]

Сумма составляющих теплообмена (185 Вт/м), равна тепловым потерям атмосферы в виде ДВ излучения в космическое пространство. Незначительная часть падающего солнечного излучения, которая существенно меньше приведенных составляющих теплового баланса, расходуется на другие процессы, происходящие в атмосфере.[ ...]

Разность испарений с континентов и поверхностей морей и океанов компенсируется за счет процессов массообмена водяных паров посредством воздушных течений и стока рек, впадающих в водные акватории земного шара.