Атмосферата, подобно на земната повърхност, получава почти цялата топлина от Слънцето. Други източници на отопление включват топлина, идваща от недрата на Земята, но това е само част от процента от общата топлина.

Въпреки че слънчевата радиация е единственият източник на топлина за земната повърхност, топлинният режим на географската обвивка не е само следствие от радиационния баланс. Слънчевата топлина се трансформира и преразпределя под въздействието на земни фактори и основно се трансформира от въздушните и океанските течения. Те от своя страна се дължат на неравномерното разпределение на слънчевата радиация по географски ширини. Това е един от поразителни примериблизо глобална комуникацияи взаимодействията на различни компоненти в природата.

За живата природа на Земята преразпределението на топлината между различните географски ширини, както и между океаните и континентите е от голямо значение. Благодарение на този процес се осъществява много сложно пространствено преразпределение на топлината върху земната повърхност в съответствие с превъзходните посоки на движение на въздушните и океанските течения. Общият топлообмен обаче обикновено е насочен от ниските географски ширини към високите географски ширини и от океаните към континентите.

Разпределението на топлината в атмосферата става чрез конвекция, топлопроводимост и радиация. Топлинната конвекция се среща навсякъде по планетата, ветровете, възходящите и понижаващите въздушни течения са повсеместни. Конвекцията е особено изразена в тропиците.

Топлинната проводимост, тоест преносът на топлина чрез директен контакт на атмосферата с топла или студена повърхност на земята, е от относително малко значение, тъй като въздухът е лош проводник на топлина. Именно това свойство е намерило широко приложение при производството на дограма с двоен стъклопакет.

Внасянето и изразходването на топлина в долната атмосфера на различни географски ширини не са еднакви. Северно от 38 ° с.ш. NS. се отделя повече топлина, отколкото се абсорбира. Тази загуба се компенсира от топли океански и въздушни течения, насочени към умерените ширини.

Процесът на получаване и потребление на слънчева енергия, нагряване и охлаждане на цялата система на земната атмосфера се характеризира с топлинен баланс. Ако вземем годишния внос на слънчева енергия към горната граница на атмосферата като 100%, тогава балансът на слънчевата енергия ще изглежда така: 42% се отразява от Земята и се връща обратно в космоса (тази стойност характеризира албедото на Земята), като 38% се отразяват от атмосферата и 4% - повърхността на земята. Останалата част (58%) се абсорбира: 14% - от атмосферата и 44% - от земната повърхност. Нагрятата повърхност на Земята връща цялата енергия, погълната от нея. В този случай излъчването на енергия от земната повърхност е 20%, 24% се изразходват за нагряване на въздуха и изпаряване на влагата (5,6% - за нагряване на въздуха и 18,4% - за изпаряване на влагата).

Такива Основни характеристикитоплинен баланс Глобусътв общи линии. Всъщност за различните географски ширини за различни повърхности топлинният баланс ще бъде далеч от един и същ. Така че топлинният баланс на всяка територия се нарушава при изгрев и залез, когато сезоните се променят, в зависимост от атмосферните условия (облачност, влажност на въздуха и съдържание на прах в нея), естеството на повърхността (вода или земя, гора или лук, снежна покривка или гола земя), надморска височина. По -голямата част от топлината се излъчва през нощта, през зимата и през тънък, чист сух въздух на голяма надморска височина. Но в крайна сметка загубите, дължащи се на радиация, се компенсират от топлината, идваща от Слънцето, и състоянието на динамично равновесие преобладава на Земята като цяло, в противен случай тя би била затоплена или, напротив, охладена.

Температура на въздуха

Атмосферата се нагрява по доста сложен начин. Късите дължини на вълните на слънчевата светлина, вариращи от видима червена до ултравиолетова светлина, се превръщат на земната повърхност в по -дълги топлинни вълни, които по -късно, когато се излъчват от земната повърхност, загряват атмосферата. Долните слоеве на атмосферата се нагряват по -бързо от горните, което се обяснява с посоченото топлинно излъчване на земната повърхност и факта, че имат висока плътност и са наситени с водни пари.

Характерна особеноствертикалното разпределение на температурата в тропосферата е нейното намаляване с височина. Средният вертикален температурен градиент, т.е. средното намаление, изчислено на 100 m височина, е 0,6 ° C. Охлаждането на влажен въздух е придружено от кондензация на влага. В този случай се отделя определено количество топлина, която е изразходвана за образуването на пара. Следователно, когато влажният въздух се издига нагоре, неговото охлаждане става почти два пъти по -бавно от сухото. Геотермалният коефициент на сух въздух в тропосферата е средно 1 ° C.

Въздухът, който се издига нагоре от нагрятата повърхност на сушата и водните тела, влиза в зона с понижено налягане. Това му позволява да се разширява и в това отношение определено количество топлинна енергия се превръща в кинетична енергия. В резултат на този процес въздухът се охлажда. Ако в същото време тя не получава топлина от никъде и не я дава никъде, тогава целият описан процес се нарича адиабатично, или динамично охлаждане. Обратно, въздухът се спуска, навлиза в зоната на повишено налягане, уплътнява се от въздуха, който го заобикаля, и механична енергияотива в топлина. Поради това въздухът изпитва адиабатно нагряване, което средно 1 ° C на всеки 100 м спускане.

Понякога температурата на въздуха се повишава с височината. Това явление се нарича инверсия. Причините за проявите на u "са разнообразни: радиация от Земята върху ледени покриви, преминаване на силни потоци от топъл въздух върху студена повърхност. Инверсиите са особено характерни за планинските райони: тежкият студен въздух се влива в планинските басейни и застоява там, измествайки по -лек топъл въздух нагоре.

Ежедневните и годишните промени в температурата на въздуха отразяват топлинното състояние на повърхността. В повърхностния въздушен слой дневният максимум се установява на 14-15 часа, а минимумът се наблюдава след изгрев слънце. Най -високата дневна амплитуда се среща в субтропичните ширини (30 ° С), най -малката - в полярните (5 ° С). Годишното изменение на температурата зависи от географската ширина, естеството на подлежащата повърхност, височината на мястото над морското равнище, релефа и разстоянието от океана.

Някои географски модели са идентифицирани при разпределението на годишните температури на земната повърхност.

1. И в двете полукълба средните температури намаляват към полюсите. Термичният екватор - топъл паралел със средна годишна температура 27 ° C - се намира в Северното полукълбо на около 15-20 ° ширина. Това се обяснява с факта, че земята заема тук голяма площотколкото на географския екватор.

2. Температурите варират неравномерно от екватора на север и юг. Между екватора и 25 -ия паралел намаляването на температурата става много бавно - по -малко от два градуса за всеки десет градуса географска ширина. Между 25 ° и 80 ° географска ширина в двете полукълба температурите спадат много бързо. На някои места това понижение надвишава 10 ° С. В допълнение към полюсите скоростта на спадане на температурата отново намалява.

3. Средногодишни температури на всички паралели Южно полукълбопо -ниска от температурата на съответните паралели на Северното полукълбо. Средната температура на въздуха, предимно от "континенталната част" на Северното полукълбо, е +8,6 ° C през януари и +22,4 ° C през юли; в южното "океанско" полукълбо средната температура през юли е +11,3 ° С, през януари - +17,5 ° С. Годишната амплитуда на колебанията на температурата на въздуха в Северното полукълбо е два пъти по -голяма поради особеностите на разпределението на суша и море на съответните географски ширини и охлаждащия ефект на грандиозния леден купол Антарктида върху климата на Южното полукълбо.

Изотермните карти предоставят важни характеристики на разпределението на температурата на въздуха на Земята. Така въз основа на анализа на разпределението на юлските изотерми на земната повърхност могат да се формулират следните основни изводи.

1. В екстратропичните райони на двете полукълба изотермите над континентите се огъват на север спрямо позицията им върху прозорците. В Северното полукълбо това се дължи на факта, че сушата е по -топла от морето, а в южното е точно обратното: по това време земята тук е по -студена от морето.

2. Над океаните юлските изотерми отразяват влиянието на студените течения на температурата на въздуха. Това е особено забележимо по онези западни брегове на Северна Америка и Африка, които се измиват от студената линия на Калифорнийското и Канарското океанско течение. В южното полукълбо изотермите са извити обратната странана север - също под влияние на студени течения.

3. Най -високите средни температури през юли се наблюдават в пустините северно от екватора. Особено горещо е по това време в Калифорния, Сахара, Арабия, Иран, вътрешните райони на Азия.

Разпределението на януарските изотерми също има свои характеристики.

1. Извивките на изотермите над океаните на север и над сушата на юг стават още по -забележими, по -контрастни. Това е най -очевидно в Северното полукълбо. Силни завои на изотерми встрани Северен полюсотразяват увеличаването на топлинната роля на океанските течения на Гълфстрийм в Атлантически океани Куро-Шио в Тихо.

2. В екстратропичните райони на двете полукълба изотермите над континентите са забележимо извити на юг. Това е така, защото земята е по -студена в Северното полукълбо и по -топла от морето в Южното полукълбо.

3. Най -високите средни температури през януари са в пустините на тропическия пояс на Южното полукълбо.

4. Областите с най -голямо охлаждане на планетата през януари, както и през юли, са Антарктида и Гренландия.

Като цяло може да се каже, че изотермите на Южното полукълбо през всички сезони на годината имат по -праволинеен (географски ширина) удар. Отсъствието на значителни аномалии в хода на изотермите тук се обяснява със значителното разпространение на водна повърхностнад земята. Анализът на хода на изотермите показва тясна зависимост не само от големината на слънчевата радиация, но и от преразпределението на топлината от океанските и въздушните течения.

Поглъщайки лъчистата енергия на Слънцето, самата Земя се превръща в източник на радиация. Излъчването на Слънцето и радиацията на Земята обаче са значително различни. Директното, разсеяно и отразено лъчение от Слънцето има дължини на вълните в диапазона от 0,17 до 2-4 mk,и се обади късо вълнарадиация. Нагрятата повърхност на земята, в съответствие с нейната температура, излъчва радиация главно в диапазона на дължините на вълните от 2-4 до 40 мки се обади дълги вълни.Най -общо казано, както радиацията от Слънцето, така и радиацията от Земята имат вълни с всички дължини на вълните. Но по -голямата част от енергията (99,9%) се намира в посочения интервал на дължината на вълната. Разликата в дължината на вълната на радиацията от Слънцето и Земята играе важна роля в топлинния режим на земната повърхност.

Така, загрята от лъчите на Слънцето, самата наша планета се превръща в източник на радиация. Дълго вълновите или топлинни лъчи, излъчвани от земната повърхност, насочени отдолу нагоре, в зависимост от дължината на вълната, или свободно излизат през атмосферата, или се забавят от нея. Установено е, че излъчването на вълни с дължина 9-12 мксвободно влиза в междузвездното пространство, в резултат на което повърхността на земята губи част от топлината си.

За да се реши проблемът с топлинния баланс на земната повърхност и атмосферата, беше необходимо да се определи колко слънчева енергия влиза в различни региони на Земята и колко от тази енергия се превръща в други видове.

Опитите за изчисляване на количеството входяща слънчева енергия на земната повърхност се отнасят до средата XIXвекове, след създаването на първите актинометрични инструменти. Въпреки това, едва през 40 -те години XXвек започна широко развитие на проблема за изучаване на топлинния баланс. Това беше улеснено от широкото развитие на актинометричната мрежа от станции в следвоенните години, особено в периода на подготовка за Международната геофизична година. Само в СССР броят на актинометричните станции достига 200 до началото на IGY. В същото време обемът на наблюденията на тези станции се увеличава значително. В допълнение към измерването на късовълновата радиация на Слънцето, радиационен балансземната повърхност, тоест разликата между погълнатата късовълнова радиация и дълго вълновата ефективна радиация на подлежащата повърхност. На редица актинометрични станции бяха организирани наблюдения на температурата и влажността на въздуха на надморска височина. Това даде възможност да се изчисли консумацията на топлина за изпаряване и турбулентен топлопренос.

В допълнение към системните актинометрични наблюдения, извършвани върху мрежа от наземни актинометрични станции по същата програма, в последните годинисе извършва експериментална работа за изследване на радиационните потоци в свободна атмосфера. За тази цел на редица станции с помощта на специални радиозонди се правят систематични измервания на баланса на дълго вълновото излъчване на различни височини в тропосферата. Тези наблюдения, както и данни за радиационните потоци в свободната атмосфера, получени с помощта на безплатни балони, самолети, геофизични ракети и изкуствени спътнициЗемя, позволено да се проучи режимът на компонентите на топлинния баланс.

Използвайки материалите на експериментални изследвания и широко прилагащи изчислителни методи, персоналът на Главната геофизична обсерватория. А. И. Воейкова Т. Г. Берлянд, Н. А. Ефимова, Л. И. Зубенок, Л. А. Строкина, К. Я. е изградена поредица от карти на компонентите на топлинния баланс за цялото земно кълбо. Тази серия карти е публикувана за първи път през 1955 г. Публикуваният Атлас съдържа карти на общото разпределение на слънчевата радиация, радиационния баланс, консумацията на топлина за изпаряване и турбулентен топлопренос средно за всеки месец и година. През следващите години, във връзка с получаването на нови данни, особено за периода IGY, данните за компонентите на топлинния баланс бяха прецизирани и Нов епизодкарти, публикувани през 1963 г.

Топлинният баланс на земната повърхност и атмосферата, отчитайки притока и връщането на топлина за системата Земя-атмосфера, отразява закона за запазване на енергията. За да се състави уравнение за топлинния баланс на Земята - атмосфера, трябва да се вземе предвид цялата топлина - получена и консумирана - от една страна, от цялата Земя заедно с атмосферата, а от друга, от отделно подлежащата повърхност на земята (заедно с хидросферата и литосферата) и атмосферата. Поглъщайки лъчистата енергия на Слънцето, земната повърхност губи част от тази енергия чрез радиация. Останалата част се изразходва за нагряване на тази повърхност и долната атмосфера, както и за изпаряване. Затоплянето на подлежащата повърхност е придружено от пренос на топлина към почвата, а ако почвата е влажна, в същото време топлината се изразходва за изпаряване на почвената влага.

По този начин топлинният баланс на Земята като цяло се състои от четири компонента.

Радиационен баланс ( R). Тя се определя от разликата между количеството погълната късо вълнова радиация от Слънцето и дълго вълновата ефективна радиация.

Топлообмен в почвата, характеризиращ процеса на топлообмен между повърхностните и по -дълбоките слоеве на почвата (НО).Този топлообмен зависи от топлинния капацитет и топлопроводимостта на почвата.

Турбулентен топлообмен между земната повърхност и атмосфера (R).Определя се от количеството топлина, което подлежащата повърхност получава или отдава на атмосферата, в зависимост от съотношението между температурите на подлежащата повърхност и атмосферата.

Топлина, изразходвана за изпаряване( LE). Определя се от продукта на латентната топлина на изпаряване ( L) за изпаряване (Е).

Тези компоненти на топлинния баланс са свързани помежду си чрез следната връзка:

R= А+ P+ LE

Изчисленията на компонентите на топлинния баланс ни позволяват да определим как входящата слънчева енергия се преобразува на повърхността на земята и в атмосферата. В средните и високите географски ширини притокът на слънчева радиация е положителен през лятото и отрицателен през зимата. Според изчисленията на юг от 39 ° с.ш. NS. балансът на лъчистата енергия е положителен през цялата година.На географска ширина около 50 ° на европейската територия на СССР балансът е положителен от март до ноември и отрицателен през трите зимни месеца. На 80 ° географска ширина положителен радиационен баланс се наблюдава само в периода от май до август.

Според изчисленията на топлинния баланс на Земята, общата слънчева радиация, погълната от земната повърхност като цяло, е 43% от слънчевата радиация, пристигаща до външната граница на атмосферата. Ефективното излъчване от земната повърхност е 15%от тази стойност, радиационният баланс е 28%, консумацията на топлина за изпаряване е 23%, а турбулентният топлопренос е 5%.

Нека сега разгледаме някои от резултатите от изчисляването на компонентите на топлинния баланс за системата Земя - атмосфера. Ето четири карти: обща радиация за годината, радиационен баланс, консумация на топлина за изпаряване и консумация на топлина за нагряване на въздух чрез турбулентен топлообмен, заимствани от Атласа на топлинния баланс на Земята (редактиран от М. И. Будико). От картата, показана на фигура 10, следва, че най -високите годишни стойности на общата радиация се срещат в сухите зони на Земята. По -специално, в пустините Сахара и Арабия общата радиация годишно надхвърля 200 ккал / см 2,а във високите ширини на двете полукълба не надвишава 60-80ккал / см 2.

Фигура 11 показва картата на радиационния баланс. Лесно е да се види, че при високи и средни географски ширини радиационният баланс се увеличава към ниските географски ширини, което е свързано с увеличаване на общата и погълната радиация. Интересно е да се отбележи, че за разлика от изолиниите на общата радиация, изолиниите на радиационния баланс се прекъсват по време на прехода от океаните към континентите, което е свързано с разликата в албедото и ефективната радиация. Последните са по -малко за водната повърхност, поради което радиационният баланс на океаните надвишава радиационния баланс на континентите.

Най -малките годишни суми (около 60 ккал / см 2)типично за райони, където преобладава облачността, както и в сухи райони, където високите стойности на албедото и ефективната радиация намаляват радиационния баланс. Най-големите годишни количества радиационен баланс (80-90 ккал / см 2)типично за ниски облаци, но относително влажни тропически гори и савани, където пристигането на радиация, макар и значително, но албедото и ефективната радиация са по-големи, отколкото в пустинните райони на Земята.

Разпределението на годишните стойности на изпаряване е показано на фигура 12. Консумация на топлина за изпаряване, равна на продукта на стойността на изпарението от латентната топлина на изпаряване (LE), се определя главно от количеството на изпаряване, тъй като латентната топлина на изпаряване при естествени условия варира в малки граници и е средно 600 изпражненияна грам изпарена вода.

Както следва от горната фигура, изпарението от сушата зависи главно от запасите от топлина и влага. Следователно максималният годишен размер на изпаряване от земната повърхност (до 1000 мм)се провеждат в тропически ширини, където значителни топлинни

ресурсите се комбинират с голяма влага. Океаните обаче са най -важният източник на изпарение. Максималните му стойности тук достигат 2500-3000 mmОсвен това най -голямото изпаряване се наблюдава в райони със сравнително високи стойностиповърхностни температури на водата, по-специално в зони с топли течения (Гълфстрийм, Куро-Сиво и др.). Напротив, в зони със студени течения стойностите на изпарението са малки. В средните ширини има годишна скорост на изпаряване. В същото време, за разлика от сушата, максималното изпаряване на океаните се наблюдава през студения сезон, когато големи вертикални градиенти на влажност на въздуха се комбинират с увеличени скорости на вятъра.

Турбулентният топлообмен между подлежащата повърхност и атмосферата зависи от радиационните и влажните условия. Следователно най -големият турбулентен топлопренос се случва в тези сухоземни райони, където голям приток на радиация се комбинира със сух въздух. Както се вижда от картата на годишните стойности на турбулентен топлопренос (фиг. 13), това са пустинни зони, където стойността му достига 60 ккал / см 2.Малки стойности на турбулентен топлообмен във високи географски ширини на двете полукълба, както и в океаните. Максимумите на годишните стойности могат да бъдат намерени в зоната на топлите морски течения (повече от 30 kcal / cm 2 години),където се създават големи температурни разлики между водата и въздуха. Следователно най -големият топлообмен в океаните се случва в студената част на годината.

Топлинният баланс на атмосферата се определя от поглъщането на късовълнова и корпускуларна радиация от Слънцето, дълго вълнова радиация, лъчист и турбулентен топлообмен, топлинна адвекция, адиабатични процеси и др. Данни за получаване и разход слънчева топлинасе използват от метеоролозите, за да обяснят сложната циркулация на атмосферата и хидросферата, циркулацията на топлина и влага и много други процеси и явления, протичащи във въздуха и водни черупкиЗемята.

- Източник-

Погосян, Н.П. Атмосфера на Земята / H.P. Погосян [и др.]. - М.: Образование, 1970.- 318 с.

Преглеждания на публикации: 1 223

Разликата между абсорбираната слънчева радиация и ефективната радиация е радиационният баланс или остатъчното излъчване на земната повърхност (В). Радиационният баланс, осреднен по цялата повърхност на Земята, може да бъде записан под формата на формулата B = Q * (1 - A) - E eff или B = Q - R k - E eff. Фигура 24 показва приблизителния процент различни видоверадиация, участваща в радиационния и топлинен баланс. Очевидно повърхността на Земята поглъща 47% от цялата радиация, получена на планетата, а ефективната радиация е 18%. По този начин радиационният баланс, осреднен по цялата повърхност на Земята, е положителен и възлиза на 29%.

Ориз. 24. Схема на радиационни и топлинни баланси на земната повърхност (по К. Я. Кондратьев)

Разпределението на радиационния баланс по земната повърхност е много сложно. Познаването на моделите на това разпределение е изключително важно, тъй като под влиянието на остатъчната радиация се формира температурният режим на подлежащата повърхност и тропосферата и климата на Земята като цяло. Анализът на картите на радиационния баланс на земната повърхност за годината (фиг. 25) води до следните изводи.

Годишната сума на радиационния баланс на земната повърхност е положителна почти навсякъде, с изключение на ледените плата на Антарктида и Гренландия. Годишните му стойности зонално и редовно намаляват от екватора до полюсите в съответствие с основния фактор - общата радиация. Освен това разликата в стойностите на радиационния баланс между екватора и полюсите е по -голяма от разликата в стойностите на общата радиация. Следователно зонирането на радиационния баланс е много изразено.

Следващата закономерност на радиационния баланс е увеличаването му по време на прехода от сушата към океана с прекъсвания и смесване на изолинии по крайбрежието. Тази характеристика е по-добре "изразена в екваториално-тропическите ширини и постепенно се изглажда към полярните. По-големият радиационен баланс над океаните се обяснява с по-ниското албедо на водата, особено в екваториално-тропическите ширини, и по-ниската ефективна радиация поради по -ниската повърхностна температура на океана и значителното съдържание на влага във въздуха и облаците.Поради повишените стойности на радиационния баланс и голяма площОкеанът на планетата (71%), той играе водеща роля в топлинния режим на Земята. А разликата в радиационния баланс на океаните и континентите определя тяхното постоянно и дълбоко взаимно влияние един върху друг на всички географски ширини.

Ориз. 25. Радиационен баланс на земната повърхност за годината [MJ / (m 2 Xyear)] (според С. П. Хромов и М. А. Петросянц)

Сезонните промени в радиационния баланс в екваториално-тропическите ширини са малки (фиг. 26, 27). Това води до малки колебания в температурата през цялата година. Следователно сезоните на годината там се определят не от хода на температурите, а от годишния режим на валежите. В екстратропичните географски ширини има качествени промени в радиационния баланс от положително към отрицателни стойностив продължение на една година. През лятото, върху обширни области с умерени и частично високи географски ширини, стойностите на радиационния баланс са значителни (например през юни на сушата близо до Северния полярен кръг, те са същите като в тропическите пустини) и колебанията му в географските ширини са относително малки. Това се отразява в температурния режим и съответно в отслабването на между-географската циркулация през този период. През зимата, в големи открити пространства, радиационният баланс е отрицателен: линията на нулев радиационен баланс през най -студения месец минава над сушата приблизително по 40 ° ширина, над океаните - по 45 °. Различните термобарични условия през зимата водят до активиране на атмосферните процеси в умерените и субтропичните географски ширини. Отрицателният радиационен баланс през зимата в умерените и полярните ширини е частично компенсиран от притока на топлина с въздушни и водни маси от екваториално-тропическите ширини. За разлика от ниските географски ширини в умерените и високите географски ширини, сезоните на годината се дължат предимно на топлинни условия, които зависят от радиационния баланс.

Ориз. 26. Радиационен баланс на земната повърхност за юни [в 10 2 MJ / (m 2 x M e.) |

В планините от всички географски ширини разпределението на радиационния баланс се усложнява от влиянието на надморската височина, продължителността на снежната покривка, инсолационното излагане на склонове, облачността и пр. Като цяло, въпреки увеличените стойности на общата радиация в планините, радиационният баланс там е по -нисък поради албедото на сняг и лед, увеличаване на дела на ефективната радиация и други фактори.

Земната атмосфера има свой собствен радиационен баланс. Пристигането на радиация в атмосферата се осъществява поради поглъщането както на късовълнова слънчева радиация, така и на дълго вълнова наземна радиация. Радиацията се консумира от атмосферата по време на настъпващата радиация, която е напълно компенсирана от земната радиация и поради изходящата радиация. Според изчисленията на специалистите радиационният баланс на атмосферата е отрицателен (-29%).

Като цяло радиационният баланс на земната повърхност и атмосферата е равен на 0, тоест Земята е в състояние на лъчисто равновесие. Излишъкът от радиация на повърхността на Земята и липсата й в атмосферата ни принуждават да си зададем въпроса: защо, при излишък на радиация, повърхността на Земята не изгаря до пепел, а атмосферата със своите липса, не замръзва ли до температурата на абсолютната нула? Факт е, че между повърхността на Земята и атмосферата (както и между повърхността и дълбоките слоеве на Земята и водата) има нерадиационни методи за пренос на топлина. Първият е молекулярната топлопроводимост и турбулентен топлопренос (R), по време на който атмосферата се нагрява и топлината се преразпределя в нея вертикално и хоризонтално. Дълбоките слоеве на земята и водата също се нагряват. Вторият е активен топлообмен, който възниква при преминаването на водата от едно фазово състояние в друго: по време на изпарението топлината се абсорбира, а по време на кондензацията и сублимацията на водната пара се отделя латентната топлина на изпаряване (LE).

Нерадиационните методи за пренос на топлина балансират радиационните баланси на земната повърхност и атмосферата, като довеждат до нула и предотвратяват прегряването на повърхността и преохлаждането на земната атмосфера. Земната повърхност губи 24% от радиацията в резултат на изпаряването на водата (и съответно атмосферата получава същото количество поради последващата кондензация и сублимация на водни пари под формата на облаци и мъгли) и 5% от радиацията, когато атмосферата се нагрява от земната повърхност. Общо това са същите 29% от радиацията, която е прекомерна на земната повърхност и която липсва на атмосферата.

Ориз. 27. Радиационен баланс на земната повърхност за декември [в 10 2 MJ / (m 2 x M тегло)]

Ориз. 28. Компоненти на топлинния баланс на земната повърхност в през денядни (според С. П. Хромов)

Алгебричната сума от всички постъпления и разходи на топлина върху земната повърхност и в атмосферата се нарича топлинен баланс; следователно радиационният баланс е най -важният компонент на топлинния баланс. Уравнението на топлинния баланс за земната повърхност е:

B - LE - P ± G = 0,

където B е радиационният баланс на земната повърхност, LE е консумацията на топлина за изпаряване (L е специфичната топлина на изпаряване, £ е масата на изпарената вода), P е турбулентният топлообмен между подлежащата повърхност и атмосферата, G е топлообменът с подлежащата повърхност (фиг. 28). Загубата на топлина от повърхността за нагряване на активния слой през деня и през лятото се компенсира почти напълно с връщането му от дълбочините на повърхността през нощта и през зимата, следователно средната дългосрочна годишна температура на горните слоеве на почвата и водата на Световния океан се счита за постоянна и G за почти всяка повърхност може да се счита за равна на нула. Следователно, в дългосрочен план годишният топлинен баланс на земната повърхност и Световния океан се изразходва за изпаряване и топлообмен между подлежащата повърхност и атмосферата.

Разпределението на топлинния баланс по земната повърхност е по -сложно от радиационния баланс поради многобройните фактори, влияещи върху него: облачност, валежи, нагряване на повърхността и т.н. отрицателни, а при ниски - положителни. Липсата на топлина в северните и южните полярни райони се компенсира с пренасянето й от тропическите ширини главно с помощта на океански течения и въздушни маси, като по този начин се установява топлинно равновесие между различните географски ширини на земната повърхност.

Топлинният баланс на атмосферата се записва по следния начин: –B + LE + P = 0.

Очевидно е, че взаимно допълващите се топлинни режими на земната повърхност и атмосферата се балансират: цялата слънчева радиация, пристигаща на Земята (100%), балансира загубите на радиацията на Земята поради отражение (30%) и радиация (70%) , следователно като цяло топлинният баланс на Земята, подобно на радиационния, е равен на 0. Земята е в лъчисто и топлинно равновесие и всяко нейно нарушение може да доведе до прегряване или охлаждане на нашата планета.

Характерът на топлинния баланс и неговото енергийно ниво определят характеристиките и интензивността на повечето от процесите, протичащи в географската обвивка, и най -вече топлинния режим на тропосферата.

Термични балониЗемя, съотношението на пристигането и потреблението на енергия (лъчиста и топлинна) на земната повърхност, в атмосферата и в системата Земя-атмосфера. Основният източник на енергия за по -голямата част от физическите, химичните и биологичните процеси в атмосферата, хидросферата и в горните слоеве на литосферата е слънчева радиация, следователно разпределението и съотношението на компонентите на Т. b. характеризират нейните трансформации в тези черупки.

Т. б. представляват конкретни формулировки на закона за запазване на енергията и са съставени за част от земната повърхност (Т. б. земна повърхност); за вертикална колона, преминаваща през атмосферата (T. b. атмосфера); за същата колона, преминаваща през атмосферата и горните слоеве на литосферата или хидросферата (Т. б. на системата Земя-атмосфера).

Уравнение Т. б. земна повърхност: R+P+F 0+LE= 0 е алгебричната сума от енергийни потоци между елемент от земната повърхност и околното пространство. Тези потоци включват радиационен баланс (или остатъчна радиация) R-разликата между погълнатата късовълнова слънчева радиация и дълго вълновата ефективна радиация от земната повърхност. Положителна или отрицателна стойност на радиационния баланс се компенсира от няколко топлинни потока. Тъй като температурата на земната повърхност обикновено не е равна на температурата на въздуха, тогава между подлежаща повърхност и атмосферата създава топлинен поток Р.Подобен топлинен поток F 0 се наблюдава между земната повърхност и по -дълбоките слоеве на литосферата или хидросферата. В този случай топлинният поток в почвата се определя от молекулата топлопроводимост, докато в резервоарите топлообменът по правило има повече или по -малко бурен характер. Топлинен поток F 0 между повърхността на резервоара и неговите по -дълбоки слоеве е числено равна на промяната в топлинното съдържание на резервоара за даден интервал от време и преноса на топлина от токове в резервоара. Съществена стойност в Т. b. земната повърхност обикновено има консумация на топлина за изпаряване LE,който се определя като продукт на масата на изпарената вода Eвърху топлината на изпаряване Л.Количеството LEзависи от овлажняването на земната повърхност, нейната температура, влажността на въздуха и интензивността на турбулентен топлообмен в повърхностния въздушен слой, което определя скоростта на пренасяне на водни пари от земната повърхност към атмосферата.

Уравнение Т. б. атмосферата има формата: R a+ L r+P+ F a= D W.

Т. б. атмосферата се състои от нейния радиационен баланс Rа ; входяща или изходяща топлина L rпо време на фазови трансформации на вода в атмосферата (g - количеството на валежите); пристигането или потреблението на топлина P, поради турбулентен топлообмен на атмосферата с земната повърхност; входяща или изходяща топлина F a, причинено от топлообмен през вертикалните стени на колоната, което е свързано с подредени атмосферни движения и макротурбуленция. Също така в уравнението Т. b. атмосфера включва термина D W, равен на величината на промяната в съдържанието на топлина вътре в колоната.

Уравнение Т. б. системата Земя-атмосфера съответства на алгебричната сума на членовете на уравненията на T. b. земната повърхност и атмосферата. Компоненти Т. б. Земната повърхност и атмосферата за различни региони на земното кълбо се определят чрез метеорологични наблюдения (на актинометрични станции, на специални станции за термично биоразнообразие, на метеорологични спътници на земята) или чрез климатологични изчисления.

Средни географски стойности на T. b. земна повърхност за океани, земя и земя и др. b. атмосфера са дадени в таблици 1, 2, където стойностите на членовете на T. b. се считат за положителни, ако съответстват на пристигането на топлина. Тъй като тези таблици се отнасят за средногодишни условия, те не включват термини, характеризиращи промените в топлинното съдържание на атмосферата и горните слоеве на литосферата, тъй като за тези условия те са близо до нула.

За Земята като планета, заедно с атмосферата, схемата Т. б. е показано на фиг. Поток от слънчева радиация се получава на единица повърхност на външната граница на атмосферата, което е средно около 250 ккал / см 2 на година, от които около се отразява в световното пространство, и 167 ккал / см 2 годишно поглъщани от Земята (стрелка Ве включено ориз. ). До земната повърхност се достига чрез късовълнова радиация, равна на 126 ккал / см 2 на година; 18 ккал / см 2 на година тази сума се отразява, а 108 ккал / см 2 на година се абсорбира от земната повърхност (стрелка В). Атмосфера абсорбира 59 ккал / см 2 на година късо вълнова радиация, тоест значително по -малко от земната повърхност. Ефективното дълго вълново излъчване на земната повърхност е 36 ккал / см 2 на година (стрелка Аз), следователно радиационният баланс на земната повърхност е 72 ккал / см 2 на година. Дълго вълновото излъчване на Земята в световното пространство е равно на 167 ккал / см 2 на година (стрелка Аз s). Така повърхността на Земята получава около 72 ккал / см 2 на година лъчиста енергия, която се изразходва частично за изпаряване на водата (кръг LE) и частично се връща в атмосферата чрез турбулентен топлообмен (стрелка R).

Раздел. 1. - Топлинен баланс на земната повърхност, ккал / см 2 години

Данни за компонентите на T. b. се използват при разработването на много проблеми на климатологията, сухопътната хидрология, океанологията; те се използват за обосноваване на числени модели на теорията на климата и за емпирично тестване на резултатите от прилагането на тези модели. Материали за Т. б. играят важна роля в изследването на изменението на климата, те се използват и при изчисления на изпарението от повърхността речни басейни, езера, морета и океани, при изследване на енергийния режим на морските течения, за изследване на снежни и ледени покривки, във физиологията на растенията за изследване на транспирацията и фотосинтезата, във физиологията на животните за изследване на топлинния режим на живите организми. Данни за Т. б. бяха използвани и за изследване на географското зониране в произведенията на съветския географ А. А. Григориев.

Раздел. 2. - Топлинен баланс на атмосферата, ккал / см 2 години

Лит.:Атлас на топлинния баланс на Земята, изд. М. И. Будико, М., 1963; Будико М. И., Климат и живот, Л., 1971; Григориев А.А., Модели на структурата и развитието на географската среда, М., 1966.

Нека разгледаме, заедно с атмосферата, топлинния режим на активния слой на Земята. Активен слой е слой от почва или вода, чиято температура изпитва дневни и годишни колебания. Наблюденията показват, че на сушата дневните колебания се простират на дълбочина 1 - 2 m, а годишните колебания до слой от няколко десетки метра. В моретата и океаните дебелината на активния слой е десетки пъти по -голяма, отколкото на сушата. Връзката между топлинните режими на атмосферата и активния слой на Земята се осъществява с помощта на т. Нар. Уравнение на топлинния баланс на земната повърхност. За първи път това уравнение е използвано през 1941 г. за конструиране на теорията за дневното изменение на температурата на въздуха от А.А. Дородницин. През следващите години уравнението на топлинния баланс беше широко използвано от много изследователи за изследване различни имотиповърхностния слой на атмосферата, до оценката на тези промени, които ще настъпят под въздействието на активни влияния, например върху ледената покривка на Арктика. Нека се спрем на извеждането на уравнението за топлинния баланс на земната повърхност. Слънчевата радиация, пристигаща на земната повърхност, се абсорбира на сушата в тънък слой, чиято дебелина ще бъде означена с (фиг. 1). В допълнение към потока на слънчевата радиация, земната повърхност получава топлина под формата на поток от инфрачервена радиация от атмосферата, тя губи топлина от собствената си радиация.

Ориз. един.

В почвата всеки от тези потоци претърпява промяна. Ако в елементарен слой с дебелина (дълбочината се измерва от повърхността до дълбочината на почвата) потокът Ф се е променил с dФ, тогава можем да напишем

където a - коефициент на поглъщане, - плътност на почвата. Интегрирайки последната връзка в диапазона от до, получаваме

където е дълбочината, на която дебитът намалява с коефициент e в сравнение с дебита Ф (0) при. Заедно с радиацията топлообменът се осъществява чрез турбулентен обмен на почвената повърхност с атмосферата и молекулен обмен с подлежащите почвени слоеве. Под влияние на турбулентен обмен почвата губи или получава количество топлина, равно на

В допълнение, изпарението на вода (или кондензация на водни пари) се случва от повърхността на почвата, която консумира количеството топлина

Молекулният поток през долната граница на слоя се записва като

където е коефициентът на топлопроводимост на почвата, е нейният специфичен топлинен капацитет, е коефициентът на молекулна топлинна дифузия.

Под влияние на притока на топлина температурата на почвата се променя, както и при температури близки до 0 ледът се топи (или водата замръзва). Въз основа на закона за запазване на енергията във вертикална колона на почвата можем да го запишем.

В уравнение (19) първият член от лявата страна представлява количеството топлина, изразходвано за промяна на топлинното съдържание на cm 3 от почвата за единица време, второто количество топлина, изразходвано за топене на лед (). От дясната страна всички топлинни потоци, които влизат през горната част и долна границав почвения слой се вземат със знак "+", а тези, които излизат от слоя - със знак " -". Уравнение (19) е уравнението на топлинния баланс за дебелината на почвения слой. По такъв общ изгледтова уравнение не е нищо повече от уравнението на топлинния поток, написано за слой с ограничена дебелина. Не е възможно да се извлече от него допълнителна информация (в сравнение с уравнението на топлинния приток) за топлинния режим на въздуха и почвата. Въпреки това могат да бъдат посочени няколко специални случая на уравнението на топлинния баланс, когато то може да се използва като независимо от диференциални уравнениягранично условие. В този случай уравнението на топлинния баланс ви позволява да определите неизвестната температура на земната повърхност. По -долу ще бъде такъв специален случай. На сушата, която не е покрита със сняг или лед, стойността, както вече беше посочено, е доста малка. В същото време съотношението към всяка от величините, които са от порядъка на дължината на молекулярния път, е доста голямо. В резултат на това уравнението за сушата при липса на процеси на топене на лед с достатъчна степен на точност може да бъде записано под формата:

Сумата от първите три члена в уравнение (20) не е нищо друго освен радиационния баланс R на земната повърхност. По този начин уравнението за топлинния баланс на земната повърхност приема вида:

Уравнението на топлинния баланс под формата (21) се използва като гранично условие при изследване на топлинния режим на атмосферата и почвата.