Багато тепло атмосфера, як і земна поверхня, отримує від Сонця. До інших джерел нагріву належить тепло, що надходить із надр Землі, але воно становить лише частки відсотка від загальної кількості тепла.

Хоча сонячне випромінювання і є єдиним джерелом тепла для земної поверхні, тепловий режим географічної оболонки є не лише наслідком радіаційного балансу. Сонячне тепло перетворюється і перерозподіляється під впливом земних факторів, і насамперед трансформується повітряними та океанічними течіями. Вони ж, своєю чергою, зумовлені нерівномірним розподілом по широтах сонячного випромінювання. Це один із яскравих прикладівтісного глобального зв'язкута взаємодії різних компонентів у природі.

Для живої природи Землі важливе значення має перерозподіл тепла між різними широтами, і навіть між океанами і материками. Завдяки цьому процесу відбувається дуже складний просторовий перерозподіл тепла на поверхні Землі відповідно до переважаючих напрямків руху повітряних та океанічних течій. Однак сумарне перенесення тепла спрямоване, як правило, з низьких широт у високі та з океанів на континенти.

Розподіл тепла в атмосфері відбувається шляхом конвекції, теплопровідності та випромінювання. Теплова конвекція проявляється скрізь на планеті, вітрів, висхідні та низхідні повітряні потоки мають поширення. Особливо сильно конвекція виражена у тропіках.

Теплопровідність, тобто передача тепла при безпосередньому контакті атмосфери з теплою чи холодною поверхнею землі, має порівняно невелике значення, оскільки повітря – поганий провідник тепла. Саме ця властивість знайшла широке застосування під час виготовлення віконних рамз подвійним склом.

Надходження та витрати тепла в нижній атмосфері на різних широтах неоднакові. На північ від 38° пн. ш. випромінюється тепла більше, ніж поглинається. Ця втрата компенсується теплими океанічними та повітряними течіями, спрямованими на помірні широти.

Процес надходження та витрачання сонячної енергії, нагрівання та охолодження всієї системи атмосфери Землі характеризується тепловим балансом. Якщо прийняти річне надходження сонячної енергії на верхню межу атмосфери за 100%, то баланс сонячної енергії виглядатиме так: відбивається від Землі і повертається назад у космічний простір 42% (ця величина характеризує альбедо Землі), причому 38% відбивається атмосферою і 4% поверхні землі. Решта (58%) поглинається: 14% - атмосферою та 44% - земною поверхнею. Нагріта поверхня Землі віддає назад всю поглинену нею енергію. При цьому випромінювання енергії земною поверхнею становить 20%, на нагрівання повітря та випаровування вологи витрачається 24% (5,6% – на нагрівання повітря та 18,4% – на випаровування вологи).

Такі загальні характеристикитеплового балансу земної кулізагалом. Насправді, для різних широтних поясів для різних поверхонь тепловий баланс буде далеко не однаковим. Так, тепловий баланс будь-якої території порушується при сході та заході сонця, при зміні пір року, залежно від атмосферних умов (хмарності, вологості повітря та вмісту в ньому пилу), характеру поверхні (вода або суша, ліс або цибулі, сніговий покрив або оголена земля ), висоти над рівнем моря. Найбільше тепла випромінюється вночі, взимку та через розріджене чисте сухе повітря на великих висотах. Але в результаті втрати внаслідок випромінювання компенсуються теплом, що надходить від Сонця, і на Землі загалом переважає стан динамічної рівноваги, інакше вона розігрівалася б або навпаки охолоджувалася.

Температура повітря

Нагрів атмосфери відбувається досить складним шляхом. Короткі хвилі сонячних променів у діапазоні від видимого червоного до ультрафіолетового світла перетворюються на поверхні Землі на більш довгі теплові хвилі, які пізніше, при випромінюванні їх із Землі, нагрівають атмосферу. Нижні шари атмосфери розігріваються швидше за верхні, що пояснюється зазначеним тепловим випромінюванням земної поверхні і тим, що вони мають велику щільність і насичені водяною парою.

Характерною рисоювертикального розподілу температури у тропосфері є її зниження з висотою. Середній вертикальний градієнт температури, тобто середнє зменшення, розраховане на 100 м-код висоти, дорівнює 0,6°С. Охолодження вологого повітря супроводжується конденсацією вологи. При цьому виділяється певна кількість теплоти, яка була витрачена на утворення пари. Тому при піднятті вгору вологого повітря його охолодження відбувається майже вдвічі повільніше за сухе. Геотермічний коефіцієнт сухого повітря тропосфери становить у середньому 1°С.

Повітря, яке піднімається вгору від нагрітої поверхні суші та водойм, потрапляє до зони зниженого тиску. Це дозволяє йому розширюватися, а у зв'язку з цим певна кількість теплової енергії перетворюється на кінетичну. Внаслідок цього процесу повітря охолоджується. Якщо при цьому воно нізвідки не отримує тепла і нікуди його не віддає, весь описаний процес називається адіабатичним, або динамічним охолодженням. І навпаки, повітря, що опускається, потрапляє в зону підвищеного тиску, воно ущільнюється повітрям, що його оточує, і механічна енергіяпереходить у теплову. Через це повітря зазнає адіабатичного нагріву, яке становить у середньому 1°С на кожні 100 м опускання.

Іноді температура повітря із висотою зростає. Це явище отримало назву інверсії. Причини і прояви різноманітні: радіаційне випромінювання Землі над льодовими покривами, проходження сильних течій теплого повітря над холодною поверхнею. Особливо характерні інверсії для гірських районів: важке холодне повітря стікає в гірські улоговини і там застоюється, витісняючи вгору легше тепле повітря.

Добові та річні зміни температури повітря відображають тепловий стан поверхні. У приземному шарі повітря добовий максимум встановлюється о 14-15 год, а мінімум спостерігається після сходу Сонця. Найбільша добова амплітуда має місце у суб тропічних широтах(30°С), найменша – у полярних (5°С). Річний перебіг температури залежить від широти, характеру поверхні, що підстилає, висоти місця над рівнем океану, рельєфу, віддаленості від океану.

У розподілі річних температур на земній поверхні виявлено певні географічні закономірності.

1. В обох півкулях середні температури знижуються у напрямку до полюсів. Однак термічний екватор - тепла паралель із середньою річною температурою 27°С - розташована в Північній півкулі приблизно на 15-20° широти. Пояснюється це тим, що суша займає тут більшу площу, ніж на географічному екваторі.

2. Від екватора на північ і південь температури змінюються нерівномірно. Між екватором і 25 паралеллю зниження температури відбувається дуже повільно - менше двох градусів на кожні десять градусів широти. Між 25° та 80° широти в обох півкулях температури знижуються дуже швидко. Місцями це зниження перевищує 10°С. Далі до полюсів швидкість падіння температури знову зменшується.

3. Середні річні температури всіх паралелей Південної півкулі менші за температуру відповідних паралелей Північної півкулі. Середня температура повітря переважно "материкової" Північної півкулі становить у січні +8,6°С, у липні - +22,4°С; у Південній "океанічній" півкулі середня температура липня +11,3°С, січня - +17,5°С. Антарктиди на клімат Південної півкулі.

Важливі характеристики розподілу температур повітря Землі дають карти ізотерм. Так, на основі аналізу розподілу липневих ізотерм на земній поверхні можна сформулювати такі основні висновки.

1. У позатропічних областях обох півкуль ізотерми над материками згинаються на північ щодо становища її на вікнах. У Північній півкулі це обумовлено тим, що суша нагріта сильніше, ніж море, а в Південній - зворотне співвідношення: в цей час тут сухосушене море.

2. Над океанами липневі ізотерми відбивають вплив холодних течій температури повітря. Особливо помітно це проявляється вздовж тих західних берегів Північної Америки та Африки, які омиваються холодними відповідно до Каліфорнійської та Канарської океанічних течій. У Південній півкуліізотерми вигнуті в протилежний бікпівніч - теж під впливом холодних течій.

3. Найвищі середні температури липня спостерігаються в пустелях, розташованих на північ від екватора. Особливо спекотно у цей час у Каліфорнії, Сахарі, Аравії, Ірані, внутрішніх районах Азії.

Розподіл січневих ізотерм також має свої особливості.

1. Вигини ізотерм над океанами на північ і над сушею на південь стають ще більш рельєфними, контрастними. Найбільше це проявляється у Північній півкулі. Сильні вигини ізотерм убік Північного полюсавідображають збільшення теплової ролі океанічних течій Гольфстрім в Атлантичному океаніі Куро-Сіо в Тихому.

2. У позатропічних областях обох півкуль ізотерми над материками помітно вигнуті на південь. Це тим, що у Північній півкулі суша холодніше, а Південної - тепліше, ніж море.

3. Найвищі середні температури у січні бувають у пустелях тропічного поясу Південної півкулі.

4. областями найбільшого охолодження на планеті у січні, як і в липні, є Антарктида та Гренландія.

Загалом можна констатувати, що ізотерми Південної півкулі протягом усіх сезонів року мають більш прямолінійний (широтний) характер простягання. Відсутність тут суттєвих аномалій у ході ізотерм пояснюється значною перевагою водної поверхнінад сушею. Аналіз ходу ізотерм свідчить про тісну залежність температур як від величини сонячного випромінювання, а й від перерозподілу тепла океанічними і повітряними течіями.

Поглинаючи променисту енергію Сонця, Земля стає джерелом випромінювання. Однак радіація Сонця та радіація Землі суттєво різні. Пряма, розсіяна та відбита радіація Сонця має довжину хвиль, що полягає в інтервалі від 0,17 до 2-4 мк,і називається короткохвильовийрадіацією. Нагріта поверхня землі відповідно до своєї температури випромінює радіацію в основному в інтервалі довжин хвиль від 2-4 до 40 мкі називається довгохвильовий.Взагалі кажучи, як радіація Сонця, і радіація Землі мають хвилі всіх довжин. Але основна частина енергії (99,9%) полягає у зазначеному інтервалі довжин хвиль. Різниця в довжині хвиль радіації Сонця та Землі відіграє велику роль у тепловому режимі поверхні землі.

Таким чином, нагріваючись променями Сонця, наша планета сама стає джерелом випромінювання. Довгохвильові, або теплові промені, спрямовані знизу вгору, залежно від довжини хвилі або безперешкодно йдуть через атмосферу, або затримуються нею. Встановлено, що випромінювання хвиль завдовжки 9-12 мквільно йде у міжзоряний простір, внаслідок чого поверхня землі втрачає деяку частину свого тепла.

Для вирішення завдання теплового балансу земної поверхні та атмосфери слід було визначити, яка кількість сонячної енергії надходить у різні райони Землі та яка кількість цієї енергії перетворюється на інші види.

Спроби розрахувати кількість сонячної енергії, що надходить на земну поверхню, відносяться до середини. XIXстоліття, після того, як були створені перші актинометричні прилади. Однак лише у 40-х роках XXстоліття розпочалася широка розробка завдання вивчення теплового балансу. Цьому сприяв широкий розвиток актинометричної мережі станцій у повоєнні роки, особливо під час підготовки до Міжнародного Геофізичного Року. Тільки СРСР кількість актинометрических станцій на початку МГГ досягло 200. У цьому значно розширився обсяг спостережень цих станціях. Крім вимірювання короткохвильової радіації Сонця, визначався радіаційний баланс земної поверхні, тобто різниця між поглиненою короткохвильовою радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням поверхні, що підстилає. На ряді актинометричних станцій було організовано спостереження за температурою та вологістю повітря на висотах. Це дозволило здійснити обчислення витрат тепла на випаровування та турбулентний теплообмін.

Крім систематичних актинометричних спостережень, що ведуть на мережі наземних актинометричних станцій за однотипною програмою, останні рокипроводяться експериментальні роботи з дослідження радіаційних потоків у вільній атмосфері. З цією метою на ряді станцій за допомогою спеціальних радіозондів виробляються систематичні виміри балансу довгохвильової радіації на різних висотах у тропосфері. Ці спостереження, а також дані про потоки радіації у вільній атмосфері, отримані за допомогою вільних аеростатів, літаків, геофізичних ракет та штучних супутниківЗемлі дозволили вивчити режим складових теплового балансу.

Використовуючи матеріали експериментальних досліджень та широко застосовуючи розрахункові методи, співробітниками Головної геофізичної обсерваторії ім. А. І. Воєйкова Т. Г. Берлянд, Н. А. Єфімової, Л. І. Зубенок, Л. А. Строкіної, К. Я. Вінниковим та іншими під керівництвом М. І. Будика на початку 50-х років вперше була побудована серія карт складових теплового балансу для всієї земної кулі. Ця серія карт спочатку була опублікована в 1955 р. У виданому Атласі містилися карти сумарного розподілу сонячної радіації, радіаційного балансу, витрати тепла на випаровування та турбулентний теплообмін у середньому за кожний місяць та рік. У наступні роки, у зв'язку з отриманням нових даних, особливо за період МГГ, було уточнено дані складових теплового балансу та побудовано нова серіякарток, виданих у 1963 р.

Тепловий баланс земної поверхні та атмосфери, враховуючи приплив та віддачу тепла для системи Земля – атмосфера, відображає закон збереження енергії. Щоб скласти рівняння теплового балансу Земля - ​​атмосфера, слід врахувати все тепло - одержуване і витрачається, - з одного боку, всією Землею разом з атмосферою, а з іншого - поверхнею землі, що окремо підстилає (разом з гідросферою і літосферою) і атмосферою. Поглинаючи променисту енергію Сонця, земна поверхня частина цієї енергії втрачає через випромінювання. Решта витрачається на нагрівання цієї поверхні та нижніх шарів атмосфери, а також на випаровування. Нагрівання поверхні, що підстилає, супроводжується тепловіддачею в грунт, а якщо грунт вологий, то одночасно відбувається витрата тепла і на випаровування грунтової вологи.

Таким чином, тепловий баланс Землі загалом складається із чотирьох складових.

Радіаційний баланс ( R). Він визначається різницею між кількістю поглиненої короткохвильової радіації Сонця та довгохвильовим ефективним випромінюванням.

Теплообмін у ґрунті, що характеризує процес теплопередачі між поверхневими та глибшими шарами ґрунту (А).Цей теплообмін залежить від теплоємності та теплопровідності ґрунту.

Турбулентний теплообмін між земною поверхнею та атмосферою (Р).Він визначається кількістю тепла, яке поверхня, що підстилає, отримує або віддає атмосфері в залежності від співвідношення між температурами підстилаючої поверхні і атмосфери.

Тепло, що витрачається на випаровування( LE). Воно визначається добутком прихованої теплоти пароутворення ( L) на випаровування (Е).

Ці складові теплового балансу пов'язані між собою таким співвідношенням:

R= A+ P+ LE

Розрахунки складових теплового балансу дозволяють визначити, як перетворюється на поверхні землі і в атмосфері сонячна енергія, що приходить. У середніх і високих широтах приплив сонячної радіації влітку позитивний, взимку негативний. Згідно з обчисленнями на південь від 39° с. ш. баланс променистої енергії позитивний протягом усього року, На широті близько 50 ° на Європейській території СРСР баланс позитивний з березня по листопад і негативний протягом трьох зимових місяців. На широті 80° позитивний радіаційний баланс спостерігається лише період травень - серпень.

Відповідно до розрахунків теплового балансу Землі сумарна сонячна радіація, поглинена поверхнею землі в цілому, становить 43% від сонячної радіації, що приходить на зовнішній кордон атмосфери. Ефективне випромінювання із земної поверхні дорівнює 15% цієї величини, радіаційний баланс – 28%, витрата тепла на випаровування – 23% та турбулентна тепловіддача – 5%.

Розглянемо тепер деякі результати розрахунку складових теплового балансу системи Земля - ​​атмосфера. Тут наведено чотири карти: сумарної радіації за рік, радіаційного балансу, витрати тепла на випаровування та витрати тепла на нагрівання повітря шляхом турбулентного теплообміну, запозичені з Атласу теплового балансу земної кулі (під ред. М. І. Будико). З карти, зображеної малюнку 10, випливає, що найбільші річні величини сумарної радіації припадають на посушливі зони Землі. Зокрема, у Сахарській та Аравійській пустелях сумарна радіація за рік перевищує 200 ккал/см 2 ,а у високих широтах обох півкуль вона не перевищує 60-80ккал/см 2 .

На малюнку 11 наведено карту радіаційного балансу. Легко бачити, що у високих та середніх широтах радіаційний баланс зростає у бік низьких широт, що пов'язано зі збільшенням сумарної та поглиненої радіації. Цікаво відзначити, що, на відміну від ізоліній сумарної радіації, ізолінії радіаційного балансу при переході з океанів на материки розриваються, що пов'язано з різницею альбедо та ефективного випромінювання. Останні менше водної поверхні, тому радіаційний баланс океанів перевищує радіаційний баланс материків.

Найменші річні суми (близько 60 ккал/см 2)характерні для районів, де переважає хмарність, як і в сухих областях, де високі значення альбедо та ефективного випромінювання зменшують радіаційний баланс. Найбільші річні суми радіаційного балансу (80-90 ккал/см 2)характерні для малохмарних, але порівняно вологих тропічних лісів і саван, де прихід радіації хоч і значний, проте альбедо та ефективне випромінювання більше, ніж у пустельних районах Землі.

Розподіл річних величин випаровування представлено малюнку 12. Витрата тепла на випаровування, рівна добутку величини випаровування на приховану теплоту пароутворення (LЕ) визначається в основному величиною випаровування, так як прихована теплота пароутворення в природних умовах змінюється в невеликих межах і в середньому дорівнює 600 кална грам води, що випаровується.

Як випливає з наведеного малюнка, випаровування із суші в основному залежить від запасів тепла та вологи. Тому максимальні річні суми випаровування поверхні суші (до 1000 мм)мають місце у тропічних широтах, де значні теплові

ресурси поєднуються з великим зволоженням. Проте океани є найважливішими джерелами випаровування. Максимальні величини його досягають 2500-3000 мм.При цьому найбільше випаровування відбувається в районах з порівняно високими значеннямитемператури поверхневих вод, зокрема у зонах теплих течій (Гольфстрім, Куро-Сіво та ін.). Навпаки, у зонах холодних течій величини випаровування невеликі. У середніх широтах існує річний перебіг випаровування. При цьому, на відміну від суші, максимальне випаровування на океанах спостерігається холодну пору року, коли поєднуються великі вертикальні градієнти вологості повітря з підвищеними швидкостями вітру.

Турбулентний теплообмін підстилаючої поверхні з атмосферою залежить від радіаційних умов та умов зволоження. Тому найбільша турбулентна передача тепла здійснюється в тих районах суші, де поєднується великий приплив радіації із сухістю повітря. Як видно з карти річних величин турбулентного теплообміну (рис. 13), це зони пустель, де його величина досягає 60 ккал/см 2 .Невеликі величини турбулентного теплообміну у високих широтах обох півкуль, і навіть, на океанах. Максимуми річних величин можна знайти в теплих зонах морських течій(більше 30 ккал/см 2 рік),де створюються великі різниці температур між водою та повітрям. Тому найбільша тепловіддача на океанах відбувається у холодну частину року.

Тепловий баланс атмосфери визначається поглинанням короткохвильової та корпускулярної радіації Сонця, довгохвильового випромінювання, променистим та турбулентним теплообміном, адвекцією тепла, адіабатичними процесами та ін. Дані про прихід та витрати сонячного теплавикористовуються метеорологами для пояснення складної циркуляції атмосфери та гідросфери, тепло- та вологообігу та багатьох інших процесів та явищ, що відбуваються в повітряній та водній оболонкахЗемлі.

- Джерело-

Погосян, Х.П. Атмосфера Землі/Х.П. Погосян [і д.р.]. - М.: Просвітництво, 1970. - 318 с.

Post Views: 1 224

Щоб правильно оцінювати ступінь нагрівання та охолодження різних земних поверхонь, розраховувати випаровування на , визначати зміни вологозапасу у ґрунті, розробляти методи прогнозування замерзання, а також оцінювати вплив меліоративних робіт на кліматичні умовиприземного шару повітря, необхідні дані про тепловий баланс земної поверхні.

Земна поверхня безперервно отримує і втрачає тепло в результаті впливу різноманітних потоків короткохвильової та довгохвильової радіації. Поглинаючи більшою чи меншою мірою сумарну радіацію і зустрічне випромінювання, земна поверхня нагрівається і випромінює довгохвильову радіацію, а отже, втрачає тепло. Величиною, що характеризує втрату тепла земного
поверхнею є ефективне випромінювання. Воно дорівнює різниці між власним випромінюванням земної поверхні та зустрічним випромінюванням атмосфери. Оскільки зустрічне випромінювання атмосфери завжди дещо менше земного, то ця різниця позитивна. Вдень ефективне випромінювання перекривається поглиненою короткохвильовою радіацією. Вночі, за відсутності короткохвильової сонячної радіації, ефективне випромінювання знижує температуру земної поверхні. У хмарну погоду через збільшення зустрічного випромінювання атмосфери ефективне випромінювання набагато менше, ніж у ясну. Менше та нічне охолодження земної поверхні. У середніх широтах земна поверхня втрачає через ефективне випромінювання приблизно половину тієї кількості тепла, яку вони одержують від поглиненої радіації.

Прихід та витрата променистої енергії оцінюють величиною радіаційного балансу земної поверхні. Він дорівнює різниціміж поглиненим та ефективним випромінюванням, від нього залежить тепловий стан земної поверхні - її нагрівання або охолодження. Вдень майже весь час позитивний, тобто прихід тепла перевищує витрати. Вночі радіаційний баланс негативний і дорівнює ефективному випромінюванню. Річні значення радіаційного балансу земної поверхні, крім найвищих широт, всюди позитивні. Цей надлишок тепла витрачається на нагрівання атмосфери шляхом турбулентної теплопровідності, на випаровування, на теплообмін із глибшими шарами ґрунту чи води.

Якщо розглядати температурні умови за тривалий період (рік або краще за кілька років), то земна поверхня, атмосфера окремо і система «Земля - ​​атмосфера» перебувають у стані теплової рівноваги. Їхня середня температура з року в рік мало змінюється. Відповідно до закону збереження енергії можна вважати, що алгебраїчна сума потоків тепла, що приходять на земну поверхню і відходять від неї дорівнює нулю. Це і рівняння теплового балансу земної поверхні. Його сенс у тому, що радіаційний баланс земної поверхні врівноважується нерадіаційною передачею тепла. У рівнянні теплового балансу, як правило, не враховуються (через їх невелику кількість) такі потоки, як тепло, що переноситься випадаючими опадами, витрата енергії на фотосинтез, прихід тепла від окислення біомаси, а також витрата тепла на танення льоду або снігу, прихід тепла від замерзання води.

Тепловий баланс системи «Земля - ​​атмосфера» за тривалий період також дорівнює нулю, Т. е. Земля як планета знаходиться в тепловій рівновазі: сонячна радіація, що приходить на верхню межу атмосфери врівноважується радіацією, що йде в космос, з верхньої межі атмосфери.

Якщо прийняти атмосфери, що приходить на верхню межу, за 100%, то з цієї кількості 32% розсіюється в атмосфері. З них 6% йде назад у світовий простір. Отже, до земної поверхні як розсіяної радіації надходить 26%; 18% радіації поглинається озоном, аерозолями та йде на нагрівання атмосфери; 5% поглинається хмарами; 21% радіації йде в космос внаслідок відбиття від хмар. Таким чином, радіація, що приходить до земної поверхні, становить 50%, з яких на частку прямої радіації припадає 24%; 47% поглинається земною поверхнею, а 3% радіації, що приходить, відбивається назад у світовий простір. В результаті з верхньої межі атмосфери до космічного простору йде 30% сонячної радіації. Цю величину називають планетарним альбедо Землі. Для системи «Земля атмосфера» через верхню межу атмосфери йде назад у космос 30% відбитої та розсіяної сонячної радіації, 5% земного випромінювання і 65% випромінювання атмосфери, т. е. лише 100%.

Основним джерелом енергії для переважної більшості фізичних, хімічних та біологічних процесів в атмосфері, гідросфері та у верхніх шарах літосфери є сонячна радіація, тому й співвідношення складових . . характеризують її перетворення на цих оболонках.

б. є приватними формулюваннями закону збереження енергії і складаються для ділянки поверхні Землі (Т. б. земної поверхні); для вертикального стовпа, що проходить через атмосферу (Т. б. Атмосфери); для такого стовпа, що проходить через атмосферу та верхні шари літосфери гідросферу (Т. б. Системи Земля - ​​атмосфера).

б. земної поверхні: R + P + F0 + LE = 0 являє собою суму алгебри потоків енергії між елементом земної поверхні і навколишнім простором. У цих потоків входить радіаційний (або залишкова радіація) R - між поглиненою короткохвильовою сонячною радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням із земної поверхні. Позитивна чи негативна радіаційного балансу компенсується кількома потоками тепла. Так як земної поверхні зазвичай не дорівнює температурі повітря, то між поверхнею, що підстилає, і атмосферою виникає тепла. Аналогічний потік тепла F0 спостерігається між земною поверхнею та глибшими шарами літосфери або гідросфери. При цьому потік тепла в грунті визначається молекулярною теплопровідністю, тоді як у водоймищах , як , має більшою чи меншою мірою турбулентний . Потік тепла F0 між поверхнею водойми та його більш глибокими шарами чисельно дорівнює зміні тепломістку водоймища за даний час і перенесення тепла течіями у водоймищі. Істотне в Т. б. земної поверхні зазвичай має тепла на LE, який визначається як маси води, що випарувалася Е на теплоту випаровування L. Величина LE залежить від зволоження земної поверхні, її температури, вологості повітря та інтенсивності турбулентного теплообміну в приземному шарі повітря, яка визначає перенесення водяного від земної поверхні в атмосферу.

Рівняння Т. б. атмосфери має: Ra + Lr + P + Fa = DW.

б. атмосфери складається з її радіаційного балансу Ra; приходу або витрати тепла Lr при фазових перетвореннях води в атмосфері (г – опадів); приходу чи витрати тепла Р, обумовленого турбулентним теплообміном атмосфери із земною поверхнею; приходу або витрати тепла Fa, викликаного теплообміном через вертикальні стінки стовпа, який пов'язаний із упорядкованими рухами атмосфери та макротурбулентністю. Крім , рівняння T. б. атмосфери входить DW, що дорівнює величині зміни тепломістку всередині стовпа.

Рівняння Т. б. системи Земля - ​​атмосфера відповідає сумі алгебри членів рівнянь Т. б. земної поверхні та атмосфери. Складові Т. б. земної поверхні та атмосфери для різних районів земної кулі визначаються шляхом метеорологічних спостережень (на актинометрических станціях, спеціальних станціях Т. б., на метеорологічних супутниках Землі) або шляхом кліматологічних розрахунків.

Широтні величини складових Т. б. земної поверхні для океанів, суші та Землі та Т. б. атмосфери наведені у таблицях 1, 2, де величини членів Т. б. вважаються позитивними, якщо відповідають приходу тепла. Так як ці таблиці відносяться до середніх річних умов, в них не включені члени, що характеризують зміни вмісту атмосфери і верхніх шарів літосфери, оскільки для цих умов близькі до нуля.

Для Землі як, разом із атмосферою, Т. б. представлена ​​на . На одиницю поверхні зовнішньої межі атмосфери надходить потік сонячної радіації, рівний у середньому близько 250 ккал/см2, з яких близько відображається у світове, а 167 ккал/см2 на рік поглинає Земля (стрілка Qs на рис.). Земної поверхні досягає короткохвильова радіація, що дорівнює 126 ккал/см2 на рік; 18 ккал/см2 на рік із цієї кількості відображається, а 108 ккал/см2 на рік поглинається земною поверхнею (стрілка Q). Атмосфера поглинає 59 ккал/см2 на рік короткохвильової радіації, тобто значно менше, ніж земна. Ефективна довгохвильова поверхня Землі дорівнює 36 ккал/см2 на рік (стрілка I), тому радіаційний баланс земної поверхні дорівнює 72 ккал/см2 на рік. Довгохвильове випромінювання Землі у світовий простір дорівнює 167 ккал/см2 на рік (стрілка Is). Таким чином, поверхня Землі отримує близько 72 ккал/см2 на рік променистої енергії, яка частково витрачається на випаровування води (кружок LE) та частково повертається в атмосферу за допомогою турбулентної тепловіддачі (стрілка Р).

Табл. 1. - Тепловий баланс земної поверхні, ккал/см2 рік

Градуси

Земля в середньому

R══════LE ═════════Р════Fo

R══════LE══════Р

═R════LE═══════Р═════F0

70-60 північної широти

0-10 південної широти

Земля загалом

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

Дані про складові Т. б. використовуються для розробки багатьох проблем кліматології, гідрології суші, океанології; вони застосовуються для обґрунтування чисельних моделей теорії клімату та емпіричної перевірки результатів застосування цих моделей. Матеріали про Т. б. грають велику

Поняття про термобаричне поле Землі

Сезонні коливання радіаційного балансу

Сезонні коливання радіаційного режиму Землі загалом відповідають змінам опромінення північної та південної півкуль при річному зверненні Землі навколо Сонця.

В екваторіальному поясі сезонних коливань сонячного тепла немає: і в грудні, і в липні радіаційний баланс дорівнює 6-8 ккал/см2 на суші та 10-12 ккал/см2 на морі на місяць.

У тропічних поясах вже досить чітко виражені сезонні коливання. У Північній півкулі – у Північній Африці, Південній Азії та Центральній Америці – у грудні радіаційний баланс дорівнює 2-4 ккал/см 2 , а червні 6-8 ккал/см 2 на місяць. Така ж картина спостерігається і в Південній півкулі: радіаційний баланс вищий у грудні (літо), нижчий у червні (зима).

У всьому помірному поясі у грудні на північ від субтропіків (нульова лінія балансу проходить через Францію, Середню Азіюта острів Хоккайдо) баланс негативний. У червні навіть поблизу полярного кола радіаційний баланс дорівнює 8 ккал/см 2 на місяць. Найбільша амплітуда радіаційного балансу властива материковій Північній півкулі.

Тепловий режим тропосфери визначається як надходженням сонячного тепла, так і динамікою повітряних мас, що здійснює адвекцію тепла та холоду. З іншого боку, сам рух повітря викликається температурним градієнтом (падінням температури на одиницю відстані) між екваторіальними та полярними широтами та між океанами та материками. Внаслідок цих складних динамічних процесів сформувалося термобаричне поле Землі. Обидва його елементи – температура і тиск – настільки взаємопов'язані, що це в географії заведено говорити про єдине термобаричне поле Землі.

Тепло, що отримується земною поверхнею, перетворюється і перерозподіляється атмосферою та гідросферою. Тепло витрачається головним чином випаровування, турбулентний теплообмін і перерозподіл тепла між сушею і океаном.

Найбільша кількість тепла витрачається на випаровування води з океанів та материків. У тропічних широтах океанів на випаровування витрачається приблизно 100-120 ккал/см 2 на рік, а акваторіях з теплими течіями до 140 ккал/см 2 на рік, що відповідає випару шару води 2 м потужністю. В екваторіальному поясі на випаровування витрачається значно менше енергії, тобто приблизно 60 ккал/см 2 на рік; це рівносильно випаровування однометрового шару води.

На материках максимальні витрати тепла на випаровування припадають на екваторіальну зону з її вологим кліматом. У тропічних широтах суші розташовані пустелі з нікчемним випаровуванням. У помірних широтах витрати тепла на випаровування в океанах у 2,5 рази більші, ніж на суші. Поверхня океану поглинає від 55 до 97% усієї радіації, що падає на нього. На всій планеті на випаровування витрачається 80%, а на турбулентний теплообмін близько 20% сонячної радіації.

Тепло, витрачене випаровування води, передається атмосфері при конденсації пари як прихованої теплоти пароутворення. Цей процес виконує головну роль у нагріванні повітря та русі повітряних мас.

Максимальна для всієї тропосфери кількість тепла від конденсації водяної пари одержують екваторіальні широти - приблизно 100-140 ккал/см 2 на рік. Це пояснюється надходженням сюди величезної кількостівологи, що приноситься пасатами з тропічних акваторій, та підняттям повітря над екватором. У сухих тропічних широтах кількість прихованої теплоти пароутворення, природно, мізерно: менше 10 ккал/см 2 на рік у материкових пустелях і близько 20 ккал/см 2 на рік над океанами. Вирішальну роль тепловому і динамічному режимі атмосфери грає вода.

Радіаційне тепло надходить в атмосфері через турбулентний теплообмін повітря. Повітря – поганий провідник тепла, тому молекулярна теплопровідність може забезпечити нагрівання лише незначного (одиниці метрів) нижнього шару атмосфери. Тропосфера нагрівається шляхом турбулентного, струминного, вихрового перемішування: повітря нижнього шару, що прилягає до землі, нагрівається, струменями піднімається, на його місце опускається верхнє холодне повітря, яке теж нагрівається. Таким чином тепло швидко передається від ґрунту повітря, від одного шару до іншого.

Турбулентний потік тепла більше над материками та менше над океанами. Максимального значення він досягає в тропічних пустелях, до 60 ккал/см2 на рік, в екваторіальній та субтропічних зонах знижується до 30-20 ккал/см2, а в помірних – 20-10 ккал/см2 на рік. на більшої площіокеанів вода віддає атмосфері близько 5 ккал/см 2 на рік, і тільки в субполярних широтах повітря від Гольфстріму та Куросіво отримує тепла до 20-30 ккал/см 2 на рік.

На відміну від прихованої теплоти пароутворення, турбулентний потік атмосферою утримується слабо. Над пустелями він передається нагору і розсіюється, тому пустельні зони і виступають як області охолодження атмосфери.

Тепловий режим континентів у зв'язку з їх географічним розташуваннямрізний. Витрати тепла на випаровування на північних материках визначається їх становищем у помірному поясі; в Африці та Австралії – аридністю їх значних площ. На всіх океанах величезна частка тепла витрачається випаровування. Потім частина цього тепла переноситься на материки та утеплює клімат високих широт.

Аналіз теплообміну між поверхнею материків та океанів дозволяє зробити такі висновки:

1. В екваторіальних широтах обох півкуль атмосфера одержує від нагрітих океанів тепла до 40 ккал/см 2 на рік.

2. Від материкових тропічних пустель тепла в атмосферу практично не надходить.

3. Лінія нульового балансу проходить субтропіками, близько 40 0 ​​широти.

4. В помірних широтах витрата тепла випромінюванням більша за поглинуту радіацію; це означає, що кліматична температура повітря помірних широт визначається не сонячним, а адвективним (принесеним із низьких широт) теплом.

5. Радіаційний баланс Земля-Атмосфера дисиметричний щодо площини екватора: у полярних широтах північної півкулі він сягає 60, а відповідних південних – лише 20 ккал/см 2 на рік; тепло переноситься у північну півкулю інтенсивніше, ніж у південну, приблизно 3 разу. Баланс системи Земля-атмосфера визначається температура повітря.

8.16.Нагрівання та охолодження атмосфери в процесі взаємодії системи «океан-атмосфера-материки»

Поглинання сонячних променів повітрям дає трохи більше 0,1 0 З тепла нижньому кілометровому шару тропосфери. Безпосередньо від Сонця атмосфера отримує не більше 1/3 тепла, а 2/3 вона засвоює від земної поверхні і, насамперед, від гідросфери, яка передає їй тепло через водяну пару, що випарувалася з поверхні водної оболонки.

Сонячне проміння, що пройшли через газову оболонку планети, у більшості місць земної поверхні зустрічають воду: на океанах, у водоймах і болотах суші, у вологому ґрунті та у листі рослин. Теплова енергія сонячної радіації витрачається насамперед випаровування. Кількість тепла, що витрачається на одиницю води, що випаровується, називається прихованою теплотою пароутворення. При конденсації пари теплота пароутворення надходить у повітря та нагріває його.

Засвоєння сонячного тепла водоймищами відрізняється від нагрівання суші. Теплоємність води приблизно в 2 рази більша, ніж грунту. При однаковій кількості тепла вода нагрівається вдвічі слабше, ніж ґрунти. При охолодженні співвідношення зворотне. Якщо на теплу океанську поверхню проникає холодна повітряна маса, тепло проникає в шар до 5 км. Прогрівання тропосфери має приховану теплоту парообразования.

Турбулентне перемішування повітря (безладне, нерівномірне, хаотичне) створює конвекційні струми, інтенсивність та напрямок яких залежать від характеру місцевості та загальнопланетарної циркуляції повітряних мас.

Поняття про адіабатичний процес. Важлива роль тепловому режимі повітря належить адіабатичному процесу.

Поняття про адіабатичний процес. Найважливіша рольу тепловому режимі атмосфери належить адіабатичному процесу. Адіабатичне нагрівання та охолодження повітря відбувається в одній масі, без обміну теплом з іншими середовищами.

При опусканні повітря з верхніх або середніх шарів тропосфери або по схилах гір він з розряджених шарів надходить у щільніші, молекули газу зближуються, їх зіткнення посилюються і кінетична енергія руху молекул повітря переходить у теплову. Повітря нагрівається, не отримуючи тепло від інших повітряних мас, ні від земної поверхні. Адіабатичне нагрівання відбувається, наприклад, у тропічному поясі, над пустельми і над океанами у цих широтах. Адіабатичне нагрівання повітря супроводжується його висушенням (що є головною причиною утворення пустель у тропічному поясі).

У висхідних струмах повітря адіабатично охолоджується. З щільної нижньої тропосфери він піднімається в розряджену середню та верхню. При цьому щільність його зменшується, молекули одна від одної видаляються, стикаються рідше, теплова енергія, Отримана повітрям від нагрітої поверхні, переходить у кінетичну, витрачається на механічну роботу на розширення газу. Цим пояснюється охолодження повітря під час підняття.

Сухе повітря адіабатично охолоджується на 10 С на 100 м підйому, це – адіабатичний процес. Однак природне повітря містить водяну пару, при конденсації якої виділяється тепло. Тому фактично температура знижується на 0,6 0 С на 100 м (або на 6 0 С на 1 км висоти). Це волого-адіабатичний процес.

При опусканні сухе і вологе повітря нагріваються однаково, оскільки при цьому конденсації вологи не відбувається і прихована теплота пароутворення не виділяється.

Найбільш чітко типові риси теплового режиму суші виявляються в пустелях: велика частка сонячної радіації відбивається від їхньої світлої поверхні, тепло не витрачається на випаровування, і йде на нагрівання сухих гірських порід. Від них удень повітря нагрівається до високих температур. У сухому повітрі тепло не затримується і безперешкодно випромінюється у верхню атмосферу та міжпланетний простір. Пустелі для атмосфери в планетарному масштабі також є вікнами охолодження.