Уравнение теплового баланса земной поверхности имеет вид. Уравнение теплового баланса земной поверхности

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее. Выражается уравнением:

где R - радиационный баланс земной поверхности; P - турбулентный поток тепла между земной поверхностью и атмосферой; LE - затрата тепла на испарение; В - поток тепла от земной поверхности в глубь почвы или воды или обратно. Соотношение компонентов баланса изменяется во времени в зависимости от свойств подстилающей поверхности и географические широты места. Характер теплового баланса земной поверхности и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов. Данные о тепловом балансе земной поверхности играют большую роль в изучении изменений климата, географических зональности, термического режима организмов.

Экологический энциклопедический словарь. - Кишинев: Главная редакция Молдавской советской энциклопедии . И.И. Дедю . 1989 .

• ТЕПЛОВОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ
• ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС СИСТЕМЫ ЗЕМЛЯ-АТМОСФЕРА

Смотреть что такое "ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ" в других словарях:

тепловой баланс земной поверхности - Алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих к земной поверхности и излучаемых ею … Словарь по географии

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… …

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС - земной поверхности алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее. Выражается уравнением: R + P + LE + B=0, где R радиационный баланс земной поверхности; P турбулентный поток тепла между земной… … Экологический словарь

I Тепловой баланс сопоставление прихода и расхода (полезно использованной и потерянной) теплоты в различных тепловых процессах (См. Тепловой процесс). В технике Т. б. используется для анализа тепловых процессов, осуществляющихся в паровых … Большая советская энциклопедия

Большой Энциклопедический словарь

Сопоставление прихода и расхода тепловой энергии при анализе тепловых процессов. Составляется как при изучении природных процессов (тепловой баланс атмосферы, океана, земной поверхности и Земли в целом и др.), так и в технике в различных тепловых … Энциклопедический словарь

Сопоставление прихода и расхода тепловой энергии при анализе тепловых процессов. Составляется как при изучении природных процессов (Т. б. атмосферы, океана, земной поверхности и Земли в целом и др.), так и в технике в разл. тепловых устройствах… … Естествознание. Энциклопедический словарь

- (франц. balance, от balancer качать). 1) равновесие. 2) в бухгалтерии сведение счетов по приходу и расходу сумм для выяснения положения дела. 3) результат сравнения ввозной и вывозной торговли какой либо страны. Словарь иностранных слов, вошедших … Словарь иностранных слов русского языка

Атмосферы и подстилающей поверхности, сумма прихода и расхода лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой атмосферой и подстилающей поверхностью (См. Подстилающая поверхность). Для атмосферы Р. б. состоит из приходной части поглощённой… … Большая советская энциклопедия

Земля (от общеславянского зем пол, низ), третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, астрономический знак Å или, ♀. I. Введение З. занимает пятое место по размеру и массе среди больших планет, но из планет т. н. земной группы, в… … Большая советская энциклопедия

Понятие о термобарическом поле Земли

Сезонные колебания радиационного баланса

Сезонные колебания радиационного режима Земли в целом соответствуют изменениям облучения северного и южного полушарий при годовом обращении Земли вокруг Солнца.

В экваториальном поясе сезонных колебаний солнечного тепла нет: и в декабре, и в июле радиационный баланс равен 6-8 ккал/см 2 на суше и 10-12 ккал/см 2 на море в месяц.

В тропических поясах уже достаточно отчетливо выражены сезонные колебания. В Северном полушарии – в Северной Африке, Южной Азии и Центральной Америке – в декабре радиационный баланс равен 2-4 ккал/см 2 , а в июне 6-8 ккал/см 2 в месяц. Такая же картина наблюдается и в Южном полушарии: радиационный баланс выше в декабре (лето), ниже в июне (зима).

Во всем умеренном поясе в декабре к северу от субтропиков (нулевая линия баланса проходит через Францию, Среднюю Азию и остров Хоккайдо) баланс отрицательный. В июне даже близ полярного круга радиационный баланс равен 8 ккал/см 2 в месяц. Наибольшая амплитуда радиационного баланса свойственна материковому Северному полушарию.

Тепловой режим тропосферы определяется как поступлением солнечного тепла, так и динамикой воздушных масс, осуществляющей адвекцию тепла и холода. С другой стороны, само движение воздуха вызывается температурным градиентом (падением температуры на единицу расстояния) между экваториальными и полярными широтами и между океанами и материками. В результате этих сложных динамических процессов сформировалось термобарическое поле Земли. Оба его элемента – температура и давление – настолько взаимосвязаны, что это в географии принято говорить о едином термобарическом поле Земли.

Тепло, получаемое земной поверхностью, преобразуется и перераспределяется атмосферой и гидросферой. Тепло расходуется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен и на перераспределение тепла между сушей и океаном.

Наибольшее количество тепла расходуется на испарение воды с океанов и материков. В тропических широтах океанов на испарение затрачивается примерно 100-120 ккал/см 2 в год, а в акваториях с теплыми течениями до 140 ккал/см 2 в год, что соответствует испарению слоя воды в 2 м мощностью. В экваториальном поясе на испарение затрачивается значительно меньше энергии, то есть примерно 60 ккал/см 2 в год; это равносильно испарению однометрового слоя воды.

На материках максимальные затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным климатом. В тропических широтах суши расположены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах затраты тепла на испарение в океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97 % всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен около 20 % солнечной радиации.

Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования. Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и движении воздушных масс.

Максимальное для всей тропосферы количество тепла от конденсации водяного пара получают экваториальные широты - примерно 100-140 ккал/см 2 в год. Это объясняется поступлением сюда огромного количества влаги, приносимой пассатами из тропических акваторий, и поднятием воздуха над экватором. В сухих тропических широтах количество скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: менее 10 ккал/см 2 в год в материковых пустынях и около 20 ккал/см 2 в год над океанами. Решающую роль в тепловом и динамическом режиме атмосферы играет вода.

Радиационное тепло поступает в атмосферe также через турбулентный теплообмен воздуха. Воздух – плохой проводник тепла, поэтому молекулярная теплопроводность может обеспечить нагрев только незначительного (единицы метров) нижнего слоя атмосферы. Тропосфера нагревается путем турбулентного, струйного, вихревого перемешивания: воздух нижнего, прилегающего к земле слоя, нагревается, струями поднимается, на его место опускается верхний холодный воздух, который тоже нагревается. Таким образом тепло быстро передается от почвы воздуху, от одного слоя к другому.

Турбулентный поток тепла больше над материками и меньше над океанами. Максимального значения он достигает в тропических пустынях, до 60 ккал/см 2 в год, в экваториальной и субтропических зонах снижается до 30-20 ккал/см 2 , а в умеренных – 20-10 ккал/см 2 в год. На большей площади океанов вода отдает атмосфере около 5 ккал/см 2 в год, и только в субполярных широтах воздух от Гольфстрима и Куросиво получает тепла до 20-30 ккал/см 2 в год.

В отличие от скрытой теплоты парообразования турбулентный поток атмосферой удерживается слабо. Над пустынями он передается вверх и рассеивается, поэтому пустынные зоны и выступают как области охлаждения атмосферы.

Тепловой режим континентов в связи с их географическим положением различен. Затраты тепла на испарение на северных материках определяется их положением в умеренном поясе; в Африке и Австралии – аридностью их значительных площадей. На всех океанах огромная доля тепла затрачивается на испарение. Затем часть этого тепла переносится на материки и утепляет климат высоких широт.

Анализ теплообмена между поверхностью материков и океанов позволяет сделать следующие выводы:

1. В экваториальных широтах обоих полушарий атмосфера получает от нагретых океанов тепла до 40 ккал/см 2 в год.

2. От материковых тропических пустынь тепла в атмосферу практически не поступает.

3. Линия нулевого баланса проходит по субтропикам, близ 40 0 широты.

4. В умеренных широтах расход тепла излучением больше поглощенной радиации; это значит, что климатическая температура воздуха умеренных широт определяется не солнечным, а адвективным (принесенным из низких широт) теплом.

5. Радиационный баланс Земля-Атмосфера диссиметричен относительно плоскости экватора: в полярных широтах северного полушария он достигает 60, а в соответствующих южных – только 20 ккал/см 2 в год; тепло переносится в северное полушарие интенсивнее, чем в южное, приблизительно в 3 раза. Балансом системы Земля-атмосфера определяется температура воздуха.

8.16.Нагревание и охлаждение атмосферы в процессе взаимодействия системы «океан-атмосфера-материки»

Поглощение солнечных лучей воздухом дает не более 0,1 0 С тепла нижнему километровому слою тропосферы. Непосредственно от Солнца атмосфера получает не более 1/3 тепла, а 2/3 она усваивает от земной поверхности и, прежде всего, от гидросферы, которая передает ей тепло через водяной пар, испарившийся с поверхности водной оболочки.

Солнечный лучи, прошедшие через газовую оболочку планеты, в большинстве мест земной поверхности встречают воду: на океанах, в водоемах и болотах суши, во влажной почве и в листве растений. Тепловая энергия солнечной радиации расходуется прежде всего на испарение. Количество тепла, затрачиваемое на единицу испаряющейся воды, называется скрытой теплотой парообразования. При конденсации пара теплота парообразования поступает в воздух и нагревает его.

Усвоение солнечного тепла водоемами отличается от нагревания суши. Теплоемкость воды примерно в 2 раза больше, чем почвы. При одинаковом количестве тепла вода нагревается вдвое слабее, чем почвы. При охлаждении соотношение обратное. Если на теплую океанскую поверхность проникает холодная воздушная масса, то тепло проникает в слой до 5 км. Прогревание тропосферы обязано скрытой теплоте парообразования.

Турбулентное перемешивание воздуха (беспорядочное, неравномерное, хаотическое) создает конвекционные токи, интенсивность и направление которых зависят от характера местности и общепланетарной циркуляции воздушных масс.

Понятие об адиабатическом процессе. Важная роль в тепловом режиме воздуха принадлежит адиабатическому процессу.

Понятие об адиабатическом процессе. Важнейшая роль в тепловом режиме атмосферы принадлежит адиабатическому процессу. Адиабатическое нагревание и охлаждение воздуха происходит в одной массе, без обмена теплом с другими средами.

При опускании воздуха из верхних или средних слоев тропосферы или по склонам гор он из разряженных слоев поступает в более плотные, молекулы газа сближаются, их соударения усиливаются и кинетическая энергия движения молекул воздуха переходит в тепловую. Воздух нагревается, не получая тепло ни от других воздушных масс, ни от земной поверхности. Адиабатическое нагревание происходит, например, в тропическом поясе, над пустынями и над океанами в этих же широтах. Адиабатическое нагревание воздуха сопровождается его иссушением (что является главной причиной образования пустынь в тропическом поясе).

В восходящих токах воздух адиабатически охлаждается. Из плотной нижней тропосферы он поднимается в разряженную среднюю и верхнюю. При этом плотность его уменьшается, молекулы одна от другой удаляются, сталкиваются реже, тепловая энергия, полученная воздухом от нагретой поверхности, переходит в кинетическую, тратится на механическую работу на расширение газа. Этим объясняется охлаждение воздуха при поднятии.

Сухой воздух адиабатически охлаждается на 1 0 С на 100 м подъема, это – адиабатический процесс. Однако природный воздух содержит водяной пар, при конденсации которого выделяется тепло. Поэтому фактически температура падает на 0,6 0 С на 100 м (или на 6 0 С на 1 км высоты). Это влажно-адиабатический процесс.

При опускании и сухой и влажный воздух нагреваются одинаково, поскольку при этом конденсации влаги не происходит и скрытая теплота парообразования не выделяется.

Наиболее отчетливо типичные черты теплового режима суши проявляются в пустынях: большая доля солнечной радиации отражается от светлой их поверхности, тепло не расходуется на испарение, и идет на нагревание сухих горных пород. От них днем воздух нагревается до высоких температур. В сухом воздухе тепло не задерживается и беспрепятственно излучается в верхнюю атмосферу и межпланетное пространство. Пустыни для атмосферы в планетарном масштабе также служат окнами охлаждения.

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.

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%.

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 (правая часть рисунка).

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.

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/м2 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 - сайт. 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/м2. На суше тепло распространяется на глубину всего нескольких метров, и за теплый сезон здесь накапливается около 0,1· 10 9 Дж/м2, 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/м2 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.

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.