Тепловой баланс атмосферы и поверхности. Энциклопедия

Рассмотрим наряду с атмосферой и термический режим деятельного слоя Земли. Деятельным слоем называют такой слой почвы или воды, температура которого испытывает суточные и годовые колебания. Наблюдения показывают, что на суше суточные колебания распространяются до глубины 1 - 2 м, годовые - на слой в несколько десятков метров. В морях и океанах толщина деятельного слоя в десятки раз больше, чем на суше. Связь тепловых режимов атмосферы и деятельного слоя Земли осуществляется с помощью, так называемого уравнения теплового баланса земной поверхности. Впервые это уравнение было привлечено в 1941 г. для построения теории суточного хода температуры воздуха А.А. Дородницыным. В последующие годы уравнение теплового баланса широко использовано многими исследователями для изучения различных свойств приземного слоя атмосферы, вплоть до оценки тех изменений, которые произойдут под влиянием активных воздействий, например на ледяной покров Арктики . Остановимся на выводе уравнения теплового баланса земной поверхности. Солнечная радиация, поступившая к земной поверхности, поглощается на суше в тонком слое, толщину которого обозначим через (Рис. 1). Кроме потока солнечной радиации, земная поверхность получает тепло в виде потока инфракрасной радиации от атмосферы, теряет она тепло путем собственного излучения.

Рис. 1.

В почве каждый из этих потоков претерпевает изменение. Если в элементарном слое толщиной (- глубина, отсчитываемая от поверхности в глубь почвы) поток Ф изменился на dФ, то можно записать

где a - коэффициент поглощения, - плотность почвы. Интегрируя последнее соотношение в пределах от до, получаем

где - глубина, на которой поток убывает в е раз по сравнению с потоком Ф(0) при. Наряду с радиацией перенос тепла осуществляется путем турбулентного обмена поверхности почвы с атмосферой и молекулярного обмена с нижележащими слоями почвы. Под влиянием турбулентного обмена почва теряет или получает количество тепла, равное

Кроме того с поверхности почвы происходит испарение воды (или конденсация водяного пара), на которое затрачивается количество тепла

Молекулярный поток через нижнюю границу слоя записывается в виде

где - коэффициент теплопроводности почвы, - ее удельная теплоемкость, - коэффициент молекулярной температуропроводности.

Под влиянием притока тепла изменяется температура почвы, а так же при температурах, близких к 0, плавится лед (или замерзает вода). На основе закона сохранения энергии в вертикальном столбе почвы толщиной можем записать.

В уравнении (19) первое слагаемое в левой части представляет собой количество тепла, затрачиваемое на изменение теплосодержания см 3 почвы за единицу времени, второе количество тепла, идущее на плавление льда (). В правой части все потоки тепла, которые входят через верхнюю и нижнюю границы в слой почвы, взяты со знаком «+», а те, которые выходят из слоя, - со знаком «-». Уравнение (19) и представляет собой уравнение теплового баланса для слоя почвы толщиной. В таком общем виде это уравнение представляет собой ни что иное, как уравнение притока тепла, записанное для слоя конечной толщины. Извлечь из него какие-либо дополнительные сведения (по сравнению с уравнением притока тепла) о термическом режиме воздуха и почвы не представляется возможным. Однако можно указать несколько частных случаев уравнения теплового баланса, когда оно может быть использовано в качестве независимого от дифференциальных уравнений граничного условия. В этом случае уравнение теплового баланса позволяет определить неизвестную температуру земной поверхности. Таким частным случаем будут следующие. На суше, не покрытой снегом или льдом, величина, как было уже указано, достаточно мала. В то же время отношение к каждой из величин, которые имеют порядок длины пробега молекул, достаточно велико. Вследствие этого уравнение для суши при отсутствии процессов плавления льда с достаточной степенью точности можно записать в виде:

Сумма первых трех слагаемых в равнении (20) есть не что иное, как радиационный баланс R земной поверхности. Таким образом, уравнение теплового баланса поверхности суши принимает вид:

Уравнение теплового баланса в форме (21) используется в качестве граничного условия при исследовании термического режима атмосферы и почвы .

Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию и нагреваясь, сама становится источником излучения тепла в атмосферу и через нее в мировое пространство. Чем выше температура поверхности, тем выше излучение. Собственное длинноволновое излучение Земли большей частью задерживается в тропосфере, которая при этом нагревается и излучает радиацию - противоизлучение атмосферы. Разность между излучением земной поверхности и противоизлучением атмосферы называется эффективным излучением. Оно показывает фактическую потерю тепла поверхностью Земли и составляет около 20%.

Рис. 7.2. Схема среднегодового радиационного и теплового баланса, (по К.Я.Кондратьеву, 1992)

Атмосфера в отличие от земной поверхности больше излучает, чем поглощает. Дефицит энергии компенсируется приходом тепла от земной поверхности вместе с водяным паром, а также за счет турбулентности (в процессе подъема нагретого у земной поверхности воздуха). Возникающие между низкими и высокими широтами температурные контрасты сглаживаются за счет адвекции - переноса тепла морскими и главным образом воздушными течениями от низких широт к высоким (рис. 7.2, правая часть). Для общегеографических выводов важны также ритмические колебания радиации из-за смены времен года, так как от этого зависит тепловой режим конкретной местности. Отражательные свойства земных покровов, теплоемкость и теплопроводность сред еще больше усложняют перенос тепловой энергии и распределение теплоэнергетических характеристик.

Уравнение теплового баланса. Количество тепла описывается уравнением теплового баланса, которое у каждого географического района свое. Его важнейшим компонентом является радиационный баланс земной поверхности. Солнечная радиация расходуется на нагревание почвы и воздуха (и воды), испарение, таяние снега и льда, фотосинтез, почвообразовательные процессы и выветривание горных пород. Поскольку для природы всегда характерно равновесие, равенство наблюдается между приходом энергии и ее расходом, что выражается уравнением теплового баланса земной поверхности:

где R - радиационный баланс; LE - тепло, затрачиваемое на испарение воды и таяние снега или льда (L - скрытое тепло испарения или парообразования; Е - скорость испарения или конденсации); А - горизонтальный перенос тепла воздушными и океаническими течениями или турбулентным потоком; Р - теплообмен земной поверхности с воздухом; В - теплообмен земной поверхности с почвой и горными породами; F - расход энергии на фотосинтез; С - расход энергии на почвообразование и выветривание; Q+q - суммарная радиация; а - альбедо; I - эффективное излучение атмосферы.

На долю энергии, расходуемой на фотосинтез и почвообразование, приходится менее 1% радиационного бюджета, поэтому в уравнении эти составляющие часто опускаются. Однако в реальности они могут иметь значение, поскольку эта энергия обладает способностью аккумулироваться и преобразовываться в другие виды (превратимая энергия). Маломощный, но продолжительный (сотни миллионов лет) процесс накопления превратимой энергии оказал существенное влияние на географическую оболочку. В ней скопилось около 11×10 14 Дж/м 2 энергии в рассеянном органическом веществе в осадочных породах, а также в виде каменного угля, нефти, сланцев.

Уравнение теплового баланса можно вывести для любого географического района и отрезка времени, учитывая специфичность климатических условий и вклад компонентов (для суши, океана, районов с льдообразованием, незамерзающих и др.).

Перенос и распределение тепла. Перенос тепла от поверхности в атмосферу происходит тремя путями: тепловое излучение, нагревание или охлаждение воздуха при контакте с сушей, испарение воды. Водяные пары, поднимаясь в атмосферу, конденсируются и образуют облака или выпадают в виде осадков, а выделяемое при этом тепло поступает в атмосферу. Поглощенная атмосферой радиация и тепло конденсации водяных паров задерживают потерю тепла земной поверхностью. Над засушливыми районами это влияние уменьшается, и мы наблюдаем самые большие суточные и годовые амплитуды температуры. Наименьшие амплитуды температуры присущи океаническим районам. Являясь огромным резервуаром, океан хранит больше тепла, что ослабляет годовые колебания температуры вследствие высокой удельной теплоемкости воды. Таким образом, на Земле вода играет важную роль как аккумулятор тепла.

Структура теплового баланса зависит от географической широты и типа ландшафта, который, в свою очередь, сам зависит от нее. Она существенно изменяется не только при движении от экватора к полюсам, но и при переходе с суши на море. Суша и океан различаются как по величине поглощенной радиации, так и по характеру распределения тепла. В океане летом тепло распространяется на глубину до нескольких сотен метров. За теплый сезон в океане накапливается от 1,3×10 9 до 2,5×10 9 Дж/м 2 . На суше тепло распространяется на глубину всего нескольких метров, и за теплый сезон здесь накапливается около 0,1×10 9 Дж/м 2 , что в 10-25 раз меньше, чем в океане. Благодаря большому запасу тепла, океан зимой охлаждается меньше, чем суша. Расчеты показывают, что разовое содержание тепла в океане в 21 раз превышает ее поступление к земной поверхности в целом. Даже в 4-метровом слое океанической воды тепла в 4 раза больше, чем во всей атмосфере.

До 80% энергии, поглощаемой океаном, расходуется на испарение воды. Это составляет 12×10 23 Дж/м 2 в год, что в 7 раз больше аналогичной статьи теплового баланса суши. 20% энергии расходуется на турбулентный теплообмен с атмосферой (что также больше, чем на суше). Вертикальный теплообмен океана с атмосферой стимулирует и горизонтальный перенос тепла, благодаря чему оно частично оказывается на суше. В теплообмене океана и атмосферы участвует 50-метровый слой воды.

Изменение радиационного и теплового баланса. Годовая сумма радиационного баланса почти всюду на Земле положительна, за исключением ледниковых районов Гренландии и Антарктиды. Его среднегодовые значения уменьшаются в направлении от экватора к полюсам, следуя закономерности распределения солнечной радиации по земному шару (рис. 7.3). Радиационный баланс над океаном больше, чем над сушей. Это связано с меньшим альбедо водной поверхности, повышенным влагосодержанием в экваториальных и тропических широтах. Сезонные изменения радиационного баланса происходят на всех широтах, но с разной степенью выраженности. В низких широтах сезонность определяется режимом осадков, так как термические условия здесь мало изменяются. В умеренных и высоких широтах сезонность определяется термическим режимом: радиационный баланс меняется от положительного летом до отрицательного зимой. Отрицательный баланс холодного периода года в умеренных и полярных широтах частично компенсируется за счет адвекции теплоты воздушными и морскими течениями из низких широт.

Для сохранения энергетического баланса Земли должен существовать перенос тепла в направлении полюсов. Несколько менее из этого тепла переносится океаническими течениями, остальное атмосферой. Различия в нагревании Земли обусловливают ее действия как географической тепловой машины, в которой происходит передача тепла от нагревателя к холодильнику. В природе этот процесс реализуется в двух формах: во-первых, термодинамические пространственные неоднородности формируют планетарные системы ветров и морских течений; во-вторых, данные планетарные системы сами участвуют в перераспределении тепла и влаги на земном шаре. Таким образом, от экватора в направлении к полюсам потоками воздуха или океаническими течениями переносится тепло, а к экватору переносятся холодные воздушные или водные массы. На рис. 7.4 показан перенос теплой поверхностной воды в Атлантическом океане к полюсу. Перенос тепла по направлению к полюсам достигает максимума около широты 40° и становится равным нулю у полюсов.

Приток солнечной радиации зависит не только от географической широты, но и от времени года (табл. 7.4). Примечательно, что в летний период в Арктику поступает тепла даже больше, чем на экватор, однако вследствие высокого альбедо арктических морей льды здесь не тают.

Распределение температуры. На горизонтальное распределение температуры влияют географическое положение, рельеф, свойства и вещественный состав подстилающей поверхности, системы океанических течений и характер атмосферной циркуляции в приземном и приводном слоях.

Рис. 7.3. Распределение среднегодового радиационного баланса на земной поверхности, МДж/(м 2 ×год) (по С.П.Хромову и М.А.Петросянцу, 1994)

Рис. 7.4. Перенос тепла в северной части Атлантического океана, °С (по С. Нешиба, 1991). Заштрихованы районы, где поверхностные воды теплее, чем в среднем по океану. Цифры обозначают объемные переносы воды (млн м 3 /с), стрелки - направление течений, жирная линия - Гольфстрим

Таблица 7.4. Суммарная радиация, поступающая на земную поверхность (Н.И.Егоров, 1966)

Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация, поэтому и соотношение составляющих . . 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 столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы гидросферу (Т. б. системы Земля - атмосфера).

Т. б. земной поверхности: R + P + F0 + LE = 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В этих потоков входит радиационный (или остаточная радиация) R - между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает тепла . 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 , как , имеет в большей или меньшей степени турбулентный . Поток тепла F0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное в Т. б. земной поверхности обычно имеет тепла на LE, который определяется как 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 переноса водяного от земной поверхности в атмосферу.

Уравнение Т. б. атмосферы имеет : Ra + Lr + P + Fa = DW.

Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса Ra; прихода или расхода тепла Lr при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г - 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 , в уравнение T. б. атмосферы входит DW, 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.

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 близки к нулю.

Для Земли как , вместе с атмосферой, Т. б. представлена на . На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см2 в , из которых около ═отражается в мировое , а 167 ккал/см2 в год поглощает Земля (стрелка Qs на рис. ). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см2 в год; 18 ккал/см2 в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см2 в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q). Атмосфера поглощает 59 ккал/см2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная . Эффективное длинноволновое поверхности Земли равно 36 ккал/см2 в год (стрелка I), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см2 в год (стрелка Is). Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см2 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/см2 год

Градусы

Земля в среднем

R══════LE ═════════Р════Fo

R══════LE══════Р

═R════LE═══════Р═════F0

70-60 северной широты

0-10 южной широты

Земля в целом

23-══33═══-16════26

29-══39═══-16════26

51-══53═══-14════16

83-══86═══-13════16

113-105═══- 9═══════1

119-══99═══- 6═-14

115-══80═══- 4═-31

115-══84═══- 4═-27

113-104═══-5════-4

101-100═══- 7══════6

82-══80═══-9═══════7

57-══55═══-9═══════7

28-══31═══-8══════11

82-══74═══-8═══════0

20═══-14══- 6

30═══-19══-11

45═══-24══-21

60═══-23══-37

69═══-20══-49

71═══-29══-42

72═══-48══-24

72═══-50══-22

73═══-41══-32

70═══-28══-42

62═══-28══-34

41═══-21══-20

31═══-20══-11

49═══-25══-24

21-20══- 9═══════8

30-28═-13═════11

48-38═-17══════7

73-59═-23══════9

96-73═-24══════1

106-81═-15═-10

105-72══- 9═-24

105-76══- 8═-21

104-90═-11═══-3

94-83═-15══════4

80-74═-12══════6

56-53══- 9══════6

28-31══- 8════11

72-60═-12══════0

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

Поглощая лучистую энергию Солнца, Земля сама становится источником излучения. Однако радиация Солнца и радиация Земли существенно различны. Прямая, рассеянная и отраженная радиация Солнца имеет длину волн, заключающуюся в интервале от 0,17 до 2-4 мк, и называется коротковолновой радиацией. Нагретая поверхность земли в соответствии со своей температурой излучает радиацию в основном в интервале длин волн от 2-4 до 40 мк и называется длинноволновой. Вообще говоря, как радиация Солнца, так и радиация Земли имеют волны всех длин. Но основная часть энергии (99,9%) заключается в указанном интервале длин волн. Различие в длине волн радиации Солнца и Земли играет большую роль в тепловом режиме поверхности земли.

Таким образом, нагреваясь лучами Солнца, наша планета сама становится источником излучения. Испускаемые земной поверхностью длинноволновые, или тепловые, лучи, направленные снизу вверх, в зависимости от длины волны или беспрепятственно уходят через атмосферу, или задерживаются ею. Установлено, что излучение волн длиной 9-12 мк свободно уходит в межзвездное пространство, вследствие чего поверхность земли теряет некоторую часть своего тепла.

Для решения задачи теплового баланса земной поверхности и атмосферы следовало определить, какое количество солнечной энергии поступает в различные районы Земли и какое количество этой энергии преобразуется в другие виды.

Попытки рассчитать количество поступающей солнечной энергии на земную поверхность относятся к середине XIX века, после того как были созданы первые актинометрические приборы. Однако только в 40-х годах XX века началась широкая разработка задачи изучения теплового баланса. Этому способствовало широкое развитие актинометрической сети станций в послевоенные годы, особенно в период подготовки к Международному Геофизическому Году. Только в СССР число актинометрических станций к началу МГГ достигло 200. При этом значительно расширился объем наблюдений на этих станциях. Кроме измерения коротковолновой радиации Солнца, определялся радиационный баланс земной поверхности, т. е. разность между поглощенной коротковолновой радиацией и длинноволновым эффективным излучением подстилающей поверхности. На ряде актинометрических станций были организованы наблюдения за температурой и влажностью воздуха на высотах. Это позволило произвести вычисления затрат тепла на испарение и турбулентный теплообмен.

Помимо систематических актинометрических наблюдений, ведущихся на сети наземных актинометрических станций по однотипной программе, в последние годы проводятся экспериментальные работы по исследованию радиационных потоков в свободной атмосфере. С этой целью на ряде станций с помощью специальных радиозондов производятся систематические измерения баланса длинноволновой радиации на различных высотах в тропосфере. Эти наблюдения, а также данные о потоках радиации в свободной атмосфере, полученные с помощью свободных аэростатов, самолетов, геофизических ракет и искусственных спутников Земли, позволили изучить режим составляющих теплового баланса.

Используя материалы экспериментальных исследований и широко применяя расчетные методы, сотрудниками Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова Т. Г. Берлянд, Н. А. Ефимовой, Л. И. Зубенок, Л. А. Строкиной, К. Я. Винниковым и другими под руководством М. И. Будыко в начале 50-х годов впервые была построена серия карт составляющих теплового баланса для всего земного шара. Эта серия карт вначале была опубликована в 1955 г. В изданном Атласе содержались карты суммарного распределения солнечной радиации, радиационного баланса, затраты тепла на испарение и турбулентный теплообмен в среднем за каждый месяц и год. В последующие годы, в связи с получением новых данных, особенно за период МГГ, были уточнены данные составляющих теплового баланса и построена новая серия карт, которые были изданы в 1963 г.

Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы, учитывая приток и отдачу тепла для системы Земля - атмосфера, отражает закон сохранения энергии. Чтобы составить уравнение теплового баланса Земля - атмосфера, следует учесть все тепло - получаемое и расходуемое,- с одной стороны, всей Землей вместе с атмосферой, а с другой - отдельно подстилающей поверхностью земли (вместе с гидросферой и литосферой) и атмосферой. Поглощая лучистую энергию Солнца, земная поверхность часть этой энергии теряет через излучение. Остальная часть расходуется на нагревание этой поверхности и нижних слоев атмосферы, а также на испарение. Нагревание подстилающей поверхности сопровождается теплоотдачей в почву, а если почва влажная, то одновременно происходит затрата тепла и на испарение почвенной влаги.

Таким образом, тепловой баланс Земли в целом складывается из четырех составляющих.

Радиационный баланс ( R ). Он определяется разностью между количеством поглощенной коротковолновой радиации Солнца и длинноволновым эффективным излучением.

Теплообмен в почве, характеризующий процесс теплопередачи между поверхностными и более глубокими слоями почвы (А). Этот теплообмен зависит от теплоемкости и теплопроводности почвы.

Турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой (Р). Он определяется количеством тепла, которое подстилающая поверхность получает или отдает атмосфере в зависимости от соотношения между температурами подстилающей поверхности и атмосферы.

Тепло, затрачиваемое на испарение ( LE ). Оно определяется произведением скрытой теплоты парообразования ( L ) на испарение (Е).

Эти составляющие теплового баланса связаны между собою следующим соотношением:

R = A + P + LE

Расчеты составляющих теплового баланса позволяют определить, как преобразуется на поверхности земли и в атмосфере приходящая солнечная энергия. В средних и высоких широтах приток солнечной радиации летом положителен, зимой отрицателен. Согласно вычислениям южнее 39° с. ш. баланс лучистой энергии положителен в течение всего года, На широте около 50° на Европейской территории СССР баланс положителен с марта по ноябрь и отрицателен в течение трех зимних месяцев. На широте 80° положительный радиационный баланс наблюдается лишь в период май - август.

В соответствии с расчетами теплового баланса Земли суммарная солнечная радиация, поглощенная поверхностью земли в целом, составляет 43% от солнечной радиации, приходящей на внешнюю границу атмосферы. Эффективное излучение с земной поверхности равно 15% этой величины, радиационный баланс - 28%, затрата тепла на испарение - 23% и турбулентная теплоотдача - 5%.

Рассмотрим теперь некоторые результаты расчета составляющих теплового баланса для системы Земля - атмосфера. Здесь приведены четыре карты: суммарной радиации за год, радиационного баланса, затраты тепла на испарение и затраты тепла на нагревание воздуха путем турбулентного теплообмена, заимствованные из Атласа теплового баланса земного шара (под ред. М. И. Будыко). Из карты, изображенной на рисунке 10, следует, что наибольшие годовые величины суммарной радиации приходятся на засушливые зоны Земли. В частности, в Сахарской и Аравийской пустынях суммарная радиация за год превышает 200 ккал/см 2 , а в высоких широтах обоих полушарий она не превышает 60-80 ккал/см 2 .

На рисунке 11 приведена карта радиационного баланса. Легко видеть, что в высоких и средних широтах радиационный баланс возрастает в сторону низких широт, что связано с увеличением суммарной и поглощенной радиации. Интересно отметить, что, в отличие от изолиний суммарной радиации, изолинии радиационного баланса при переходе с океанов на материки разрываются, что связано с различием альбедо и эффективного излучения. Последние меньше для водной поверхности, поэтому радиационный баланс океанов превышает радиационный баланс материков.

Наименьшие годовые суммы (около 60 ккал/см 2) характерны для районов, где преобладает облачность, как и в сухих областях, где высокие значения альбедо и эффективного излучения уменьшают радиационный баланс. Наибольшие годовые суммы радиационного баланса (80-90 ккал/см 2) характерны для малооблачных, но сравнительно влажных тропических лесов и саванн, где приход радиации хотя и значителен, однако альбедо и эффективное излучение больше, чем в пустынных районах Земли.

Распределение годовых величин испарения представлено на рисунке 12. Затрата тепла на испарение, равная произведению величины испарения на скрытую теплоту парообразования (L Е), определяется в основном величиной испарения, так как скрытая теплота парообразования в естественных условиях меняется в небольших пределах и в среднем равна 600 кал на грамм испаряющейся воды.

Как следует из приведенного рисунка, испарение с суши в основном зависит от запасов тепла и влаги. Поэтому максимальные годовые суммы испарения с поверхности суши (до 1000 мм) имеют место в тропических широтах, где значительные тепловые

ресурсы сочетаются с большим увлажнением. Однако океаны являются наиболее важными источниками испарения. Максимальные величины его здесь достигают 2500-3000 мм. При этом наибольшее испарение происходит в районах со сравнительно высокими значениями температуры поверхностных вод, в частности в зонах теплых течений (Гольфстрим, Куро-Сиво и др.). Наоборот, в зонах холодных течений величины испарения небольшие. В средних широтах существует годовой ход испарения. При этом, в отличие от суши, максимальное испарение на океанах наблюдается в холодное время года, когда сочетаются большие вертикальные градиенты влажности воздуха с повышенными скоростями ветра.

Турбулентный теплообмен подстилающей поверхности с атмосферой зависит от радиационных условий и условий увлажнения. Поэтому наибольшая турбулентная передача тепла осуществляется в тех районах суши, где сочетается большой приток радиации с сухостью воздуха. Как видно из карты годовых величин турбулентного теплообмена (рис. 13), это зоны пустынь, где величина его достигает 60 ккал/см 2 . Малы величины турбулентного теплообмена в высоких широтах обоих полушарий, а также, на океанах. Максимумы годовых величин можно обнаружить в зоне теплых морских течений (более 30 ккал/см 2 год), где создаются большие разности температур между водой и воздухом. Поэтому наибольшая теплоотдача на океанах происходит в холодную часть года.

Тепловой баланс атмосферы определяется поглощением коротковолновой и корпускулярной радиации Солнца, длинноволнового излучения, лучистым и турбулентным теплообменом, адвекцией тепла, адиабатическими процессами и др. Данные о приходе и расходе солнечного тепла используются метеорологами для объяснения сложной циркуляции атмосферы и гидросферы, тепло- и влагооборота и многих других процессов и явлений, происходящих в воздушной и водной оболочках Земли.

— Источник—

Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.

Post Views: 1 224

Радиационный баланс представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой поверхностью Земли.

Радиационный баланс - алгебраическая сумма потоков радиации в определённом объёме или на определённой поверхности. Говоря о радиационном балансе атмосферы или системы «Земля – атмосфера», чаще всего подразумевают радиационный баланс земной поверхности, определяющий теплообмен на нижней границе атмосферы. Он представляет собой разность между поглощённой суммарной солнечной радиацией и эффективным излучением земной поверхности.

Радиационный баланс представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой поверхностью Земли.

Радиационный баланс является важнейшим климатическим фактором, так как от его величины в сильной степени зависит распределение температуры в почве и прилегающих к ней слоях воздуха. От него зависят физические свойства масс воздуха, перемещающихся по Земле, а также интенсивность испарения и таяния снега.

Распределение годовых значений радиационного баланса на поверхности земного шара неодинаково: в тропических широтах эти значения доходят до 100... 120 ккал/(см2-год), а максимальные (до 140 ккал/(см2 год)) наблюдаются у северо-западных берегов Австралии). В пустынных и засушливых районах значения радиационного баланса ниже по сравнению с районами достаточного и избыточного увлажнения на тех же широтах. Это вызывается повышением альбедо и увеличением эффективного излучения в связи с большой сухостью воздуха и малой облачностью. В умеренных широтах значения радиационного баланса быстро уменьшаются по мере возрастания широты вследствие убывания суммарной радиации.

В среднем за год суммы радиационного баланса для всей поверхности земного шара оказываются положительными, за исключением районов с постоянным ледяным покровом (Антарктика, центральная часть Гренландии и др.).

Энергия, измеряемая величиной радиационного баланса, частично затрачивается на испарение, частично передается воздуху и, наконец, некоторое количество энергии уходит в почву и идет на ее нагревание. Таким образом, общий приход-расход тепла для поверхности Земли, называемый тепловым балансом, можно представить в виде следующего уравнения:

Здесь В - радиационный баланс, М - поток тепла между поверхностью Земли и атмосферой, V - затрата тепла на испарение (или выделение тепла при конденсации), Т - теплообмен между поверхностью почвы и глубинными слоями.

Рисунок 16 – Воздействие солнечной радиации на поверхность Земли

В среднем за год почва практически отдает тепла в воздух столько же, сколько и получает, поэтому в годовых выводах теплооборот в почве равен нулю. Затраты тепла на испарение распределяются на поверхности земного шара весьма неравномерно. На океанах они зависят от количества солнечной энергии, поступающей на поверхность океана, а также от характера океанических течений. Теплые течения увеличивают расход тепла на испарение, холодные же уменьшают его. На материках затраты тепла на испарение определяются не только количеством солнечной радиации, но и запасами влаги, содержащейся в почве. При недостатке влаги, вызывающем сокращение испарения, затраты тепла на испарение снижаются. Поэтому в пустынях и полупустынях они значительно уменьшаются.

Практически единственным источником энергии для всех физических процессов, развивающихся в атмосфере, является солнечная радиация. Главная особенность радиационного режима атмосферы т. н. парниковый эффект: атмосфера слабо поглощает коротковолновую солнечную радиацию (большая её часть достигает земной поверхности), но задерживает длинноволновое (целиком инфракрасное) тепловое излучение земной поверхности, что значительно уменьшает теплоотдачу Земли в космическое пространство и повышает её температуру.

Приходящая в атмосферу солнечная радиация частично поглощается в атмосфере главным образом водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями и рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности атмосферы. Вследствие рассеяния лучистой энергии Солнца в атмосфере наблюдается не только прямая солнечная, но и рассеянная радиация, в совокупности они составляют суммарную радиацию. Достигая земной поверхности, суммарная радиация частично отражается от неё. Величина отражённой радиации определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо. За счёт поглощённой радиации земная поверхность нагревается и становится источником собственного длинноволнового излучения, направленного к атмосфере. В свою очередь, атмосфера также излучает длинноволновую радиацию, направленную к земной поверхности (т. н. противоизлучение атмосферы) ив мировое пространство (т. н. уходящее излучение). Рациональный теплообмен между земной поверхностью и атмосферы определяется эффективным излучением - разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением атмосферы. Разность между коротковолновой радиацией, поглощённой земной поверхностью, и эффективным излучением называется радиационным балансом.

Преобразования энергии солнечной радиации после её поглощения на земной поверхности и в атмосфере составляют тепловой баланс Земли. Главный источник тепла для атмосферы земная поверхность, поглощающая основную долю солнечной радиации. Поскольку поглощение солнечной радиации в атмосфере меньше потери тепла из атмосферы в мировое пространство длинноволновым излучением, то радиационный расход тепла восполняется притоком тепла к атмосфере от земной поверхности в форме турбулентного теплообмена и приходом тепла в результате конденсации водяного пара в атмосфере. Так как итоговая величина конденсации во всей атмосфере равна количеству выпадающих осадков, а также величине испарения с земной поверхности, приход конденсационного тепла в атмосфере численно равен затрате тепла на испарение на поверхности Земли.