ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 4662
Скачиваний: 7
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.
Глава 7
Тепловой режим земной поверхности и воздуха
7.1. Нагревание и охлаждение почвогрунтов и водоемов
Земная поверхность, непосредственно нагреваемая солнечными лучами и отдающая тепло
нижележащим слоям и воздуху, называется деятельной поверхностью. Ее состояние оказывает
большое влияние на температуру, влажность, ветер и другие метеоэлементы как в приземном слое
воздуха, так и на вышележащие слои атмосферы, в том числе на образование облаков и осадков.
Температура деятельной поверхности зависит главным образом от величины солнечной радиации,
определяемой географической широтой и временем года. На отражение и поглощение солнечной
радиации существенное влияние оказывают физические особенности поверхности. Тепловые
свойства почвогрунтов и водоемов и условия их нагревания и охлаждения различны.
На нагревание почвогрунтов большое влияние оказывают цвет, определяющий отражательную
способность поверхности, и влажность, от которой зависит затрата тепла на испарение. Хорошо
выраженный суточный ход температур почвы наблюдается в теплое время года при ясной погоде. Он
имеет один минимум температуры перед восходом Солнца и один максимум в 13–14 ч. Разница
между ними называется суточной амплитудой температуры почвы. Она весьма различна в
зависимости от широты места, времени года, облачности, экспозиции склонов, характера
растительности, наличия снежного покрова и пр. Разница между максимальными и минимальными
среднемесячными температурами почвы называется годовой амплитудой температуры почвы. Она
незначительна в экваториальных широтах (около 3°С), максимальна в центральных частях
континентов в приполярных широтах (до 70 °С).
Нагревание и охлаждение почвогрунтов на глубине определяется их теплопроводностью
(зависимость прямая) и теплоемкостью (зависимость обратная). В среднем суточные колебания
температур передаются на глубину около 1 м, годовые – на 15 м. Эти слои называют соответственно
слоем постоянной суточной температуры и слоем постоянной годовой температуры. Поскольку на
передачу тепла вглубь от слоя к слою затрачивается время, сроки максимальной и минимальной
температуры на глубине запаздывают по сравнению с аналогичными температурами на поверхности:
суточные – на полсуток, годовые – от нескольких месяцев до полугода. В слое постоянной годовой
температуры она равна среднегодовой температуре на поверхности. Так, в Москве на глубине около
15 м она составляет +3,5 °С. Слой грунта, располагающийся над слоем постоянной годовой
температуры и испытывающий ее сезонные колебания, называют деятельным слоем. В области
многолетней мерзлоты под ним залегает мерзлый грунт разной мощности, в остальных районах –
незамерзающий. Поскольку на суше деятельный слой тонок, летом он быстро прогревается, а зимой
быстро теряет тепло, и теплообмен с воздухом совершается в короткий срок.
Нагревание и охлаждение водоемов протекает иначе, чем почвогрунтов: вода медленнее
нагревается и медленнее охлаждается. Это вызвано рядом причин. Удельная теплоемкость воды в
два-три раза больше, чем пород, слагающих сушу. Кроме того, вода – подвижная среда, поэтому