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

Хоча сонячне випромінювання і служить єдиним джерелом тепла для земної поверхні, Тепловий режим географічної оболонки є не тільки наслідком радіаційного балансу. Сонячне тепло перетворюється і перерозподіляється під впливом земних факторів, і перш за все трансформується повітряними і океанічними течіями. Вони ж, у свою чергу, обумовлені нерівномірним розподілом по широтах сонячного випромінювання. Це один з яскравих прикладівтісного глобального зв'язкуі взаємодії різних компонентів в природі.

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

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

Теплопровідність, тобто передача тепла при безпосередньому контакті атмосфери з теплою чи холодною поверхнею землі, має порівняно невелике значення, так як повітря - поганий провідник тепла. Саме це властивість знайшла широке застосування при виготовленні віконних рам з подвійними скельцями.

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

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

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

Температура повітря

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

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

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

Іноді температура повітря з висотою зростає. Це явище отримало назву інверсії. Причини u "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 більш легке тепле повітря.

Добові і річні зміни температури повітря відображає тепловий стан поверхні. У приземному шарі повітря добовий максимум встановлюється в 14-15 год, а мінімум спостерігається після сходу сонця. Найбільша добова амплітуда має місце в субтропічних широтах (30 ° С), найменша - в полярних (5 ° С). Річний хід температури залежить від широти, характеру підстильної поверхні, висоти місця над рівнем океану, рельєфу, віддаленості від океану.

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

1. В обох півкулях середні температури знижуються в 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 велику площу, Ніж на географічному екваторі.

2. Від екватора на північ і південь температури змінюються нерівномірно. Між екватором і 25-тій паралеллю зниження температури відбувається дуже повільно - менше двох градусів на кожні десять градусів широти. Між 25 ° і 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 півкуліменше температури відповідних паралелей Північної півкулі. Середня температура повітря переважно "материкової" Північної півкулі становить в січні +8,6 ° С, в липні - +22,4 ° С; в Південній "океанічної" півкулі середня температура липня +11,3 ° С, січня - +17,5 ° С. Удвічі більше річна амплітуда коливань температури повітря в Північній півкулі пояснюється особливостями розподілу суші і моря на відповідних широтах і охолоджуючим впливом грандіозного льодового купола Антарктиди на клімат Південної півкулі.

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

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

2. Над океанами липневі ізотерми відображають вплив холодних течій температури повітря. Особливо помітно це проявляється уздовж тих західних берегів Північної Америки і Африки, які омиваються холодними відповідно Каліфорнійської і Канарських океанічними течіями. У Південній півкулі ізотерми вигнуті в протилежну сторонуна північ - теж під впливом холодних течій.

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

Розподіл січневих ізотерм теж має свої особливості.

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

2. У внетропических областях обох півкуль ізотерми над материками помітно вигнуті на південь. Це пояснюється тим, що в Північній півкулі суша холодніше, а в Південній - тепліше, ніж море.

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

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

В цілому можна констатувати, що ізотерми Південної півкулі протягом всіх сезонів року мають більш прямолінійний (широтний) характер простягання. Відсутність тут істотних аномалій в ході ізотерм пояснюється значним переважанням водної поверхнінад сушею. Аналіз ходу ізотерм свідчить про тісній залежності температур не тільки від величини сонячного випромінювання, але і від перерозподілу тепла океанічними і повітряними течіями.

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

Таким чином, нагріваючись променями Сонця, наша планета сама стає джерелом випромінювання. Електрони, що випускаються земною поверхнею довгохвильові, або теплові, промені, спрямовані знизу вгору, в залежності від довжини хвилі або безперешкодно йдуть через атмосферу, або затримуються нею. Встановлено, що випромінювання хвиль довжиною 9-12 мквільно йде в міжзоряний простір, внаслідок чого поверхня землі втрачає деяку частину свого тепла.

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

Спроби розрахувати кількість надходить сонячної енергії на земну поверхню відносяться до середини XIXстоліття, після того як були створені перші актинометричні прилади. Однак тільки в 40-х роках XXстоліття почалася широка розробка завдання вивчення теплового балансу. Цьому сприяло значне поширення актінометріческой мережі станцій в післявоєнні роки, особливо в період підготовки до Міжнародного геофізичного року. Тільки в СРСР число актинометричних станцій до початку МГГ досягло 200. При цьому значно розширився обсяг спостережень на цих станціях. Крім вимірювання короткохвильового радіації Сонця, визначався радіаційний балансземної поверхні, т. е. різницю між поглиненої короткохвильового радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням підстильної поверхні. На ряді актинометричних станцій були організовані спостереження за температурою і вологістю повітря на висотах. Це дозволило провести обчислення витрат тепла на випаровування і турбулентний теплообмін.

Крім систематичних актинометричних спостережень, що ведуться на мережі наземних актинометричних станцій за однотипною програмою, в Останніми рокамипроводяться експериментальні роботи з дослідження радіаційних потоків у вільній атмосфері. З цією метою на ряді станцій за допомогою спеціальних радіозондов виробляються систематичні вимірювання балансу довгохвильової радіації на різних висотах в тропосфері. Ці спостереження, а також дані про потоках радіації у вільній атмосфері, отримані за допомогою вільних аеростатів, літаків, геофізичних ракет і штучних супутниківЗемлі, дозволили вивчити режим складових теплового балансу.

Використовуючи матеріали експериментальних досліджень і широко застосовуючи розрахункові методи, співробітниками Головної геофізичної обсерваторії ім. А. І. Воєйкова Т. Г. Берлянд, Н. А. Ефимовой, Л. І. Зубенок, Л. А. Строкін, К. Я. Віннікова та іншими під керівництвом М. І. Будико 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 і турбулентний теплообмін в середньому за кожен місяць і рік. У наступні роки, в зв'язку з отриманням нових даних, особливо за період МГГ, були уточнені дані складових теплового балансу і побудована Нова серіякарт, які були видані в 1963 р

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

Таким чином, тепловий баланс Землі в цілому складається з чотирьох складових.

радіаційний баланс ( R). Він визначається різницею між кількістю поглиненої короткохвильового радіації Сонця і довгохвильовим ефективним випромінюванням.

Теплообмін в грунті, що характеризує процес теплопередачі між поверхневими і більш глибокими шарами грунту (А).Цей теплообмін залежить від теплоємності і теплопровідності грунту.

Турбулентний теплообмін між земною поверхнею і атмосферою (Р).Він визначається кількістю тепла, яке подстилающая поверхню отримує або віддає атмосфері в залежності від співвідношення між температурами підстильної поверхні і атмосфери.

Тепло, що витрачається на випаровування( LE). Воно визначається твором 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 приходить сонячна енергія. У середніх і високих широтах приплив сонячної радіації влітку позитивний, взимку негативний. Згідно обчислень на південь від 39 ° с. ш. баланс променевої енергії позитивний протягом всього 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 в 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 зовнішню межу атмосфери. Ефективне випромінювання з земної поверхні дорівнює 15% цієї величини, радіаційний баланс - 28%, витрата тепла на випаровування - 23% і турбулентна тепловіддача - 5%.

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

На малюнку 11 наведена карта радіаційного балансу. Легко бачити, що у високих і середніх широтах радіаційний баланс зростає в бік низьких широт, що пов'язано зі збільшенням сумарної і 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 відмінностями альбедо і ефективного випромінювання. Останні менше для 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 і ефективного випромінювання зменшують радіаційний баланс. Найбільші річні суми радіаційного балансу (80-90 ккал / см 2)характерні для малохмарна, але порівняно вологих тропічних лісів і саван, де прихід радіації хоч і велике, проте альбедо і ефективне випромінювання більше, ніж в пустельних районах Землі.

Розподіл річних величин випаровування представлено на малюнку 12. Витрата тепла на випаровування, що дорівнює 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 рисунка, випаровування з суші в основному залежить від запасів тепла і вологи. Тому максимальні річні суми випаровування з поверхні суші (до 1000 мм)мають місце в тропічних широтах, де значні теплові

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

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

Тепловий баланс атмосфери визначається поглинанням короткохвильової і корпускулярної радіації Сонця, довгохвильового випромінювання, променистим і турбулентним теплообміном, адвекцией тепла, адіабатичними процесами та ін. Дані про прихід і витрату сонячного теплавикористовуються метеорологами для пояснення складної циркуляції атмосфери та гідросфери, тепло- і влагооборота і багатьох інших процесів і явищ, що відбуваються в повітряному і водної оболонкахЗемлі.

- Джерело-

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

Post Views: 1 223

Різниця між поглинутою сонячною радіацією і ефективним випромінюванням становить радіаційний баланс, або залишкову радіацію земної поверхні (В). Радіаційний баланс, усереднений для всієї поверхні Землі, можна записати у вигляді формули B = Q * (1 - А) - Е еф або B = Q - R k - E еф. На малюнку 24 показано приблизне процентне співвідношення різних видіврадіації, що беруть участь в радіаційному і тепловому балансі. Очевидно, що поверхня Землі поглинає 47% від всієї надійшла на планету радіації, а ефективне випромінювання становить 18%. Таким чином, радіаційний баланс, усереднений для поверхні всієї Землі, позитивний і становить 29%.

Мал. 24. Схема радіаційного і теплового балансів земної поверхні (по К. Я. Кондратьєва)

Розподіл радіаційного балансу по земній поверхні відрізняється значною складністю. Пізнання закономірностей цього розподілу дуже важливо, оскільки під впливом залишкової радіації формується температурний режим підстильної поверхні і тропосфери і в цілому клімат Землі. Аналіз карт радіаційного балансу земної поверхні за рік (рис. 25) приводить до наступних висновків.

Річна сума радіаційного балансу поверхні Землі майже всюди позитивна, за винятком крижаних плато Антарктиди і Гренландії. Його річні величини зонально і закономірно зменшуються від екватора до полюсів відповідно до головним фактором - сумарною радіацією. Причому різниця величин радіаційного балансу між екватором і полюсами значніше різниці величин сумарної радіації. Тому зональність радіаційного балансу виражена досить яскраво.

Наступна закономірність радіаційного балансу - зростання його при переході з суші на Океан з розривами і змішання изолиний уздовж берега. Ця особливість краще "виражена в екваторіально-тропічних широтах і поступово згладжується до полярних. Більший радіаційний баланс над океанами пояснюється меншим альбедо води, особливо в екваторіальній-тропічних широтах, і зниженим ефективним випромінюванням внаслідок нижчої температури поверхні Океану і значного вмісту вологи повітря і хмарності. внаслідок підвищених величин радіаційного балансу і великої площіОкеану на планеті (71%) саме йому належить провідна роль в тепловому режимі Землі. А різниця в радіаційному балансі океанів і материків обумовлює їх постійне і глибоке взаємовплив один на одного на всіх широтах.

Мал. 25. Радіаційний баланс земної поверхні за рік [МДж / (м 2 х років)] (по С. П. Хромова і М. А. Петросянц)

Сезонні зміни радіаційного балансу в екваторіально-тропічних широтах невеликі (рис. 26, 27). Наслідком цього є невеликі коливання температури протягом року. Тому сезони року визначаються Там не ходом температур, а річним режимом опадів. У внетропических широтах відбуваються якісні зміни радіаційного балансу від позитивних до негативних значеньпротягом року. Влітку на великих просторах помірних і частково високих широт величини радіаційного балансу значні (наприклад, в червні на суші біля Північного полярного кола вони такі ж, як в тропічних пустелях) і коливання його по широкій порівняно невеликі. Це відбивається на температурному режимі і відповідно на ослабленні междушіротной циркуляції в цей період. Взимку на великих просторах радіаційний баланс негативний: лінія нульового радіаційного балансу найхолоднішого місяця проходить над сушею приблизно уздовж 40 ° широти, над океанами - уздовж 45 °. Різна термобарична обстановка призводить взимку до активізації атмосферних процесів в помірних і субтропічних широтних зонах. Негативний радіаційний баланс взимку в помірних і полярних широтах частково компенсується припливом тепла з повітряними і водними масами з екваторіально-тропічних широт. На відміну від низьких широт в помірних і високих широтах сезони року обумовлені перш за все термічними умовами, що залежать від радіаційного балансу.

Мал. 26. Радіаційний баланс земної поверхні за червень [в 10 2 МДж / (м 2 х М ес.) |

В горах всіх широт розподіл радіаційного балансу ускладнено впливом висоти, тривалістю снігового покриву, Інсоляціонний експозицією схилів, хмарністю і ін. В цілому, незважаючи на підвищені величини сумарної радіації в горах, радіаційний баланс там менше за рахунок альбедо снігу і льоду, збільшення частки ефективного випромінювання та інших факторів.

Атмосфера Землі має свій власний радіаційний баланс. Прихід радіації в атмосферу здійснюється за рахунок поглинання як короткохвильової сонячної радіації, так і довгохвильового земного випромінювання. Витрачається радіація атмосферою при зустрічному випромінюванні, яке повністю компенсується земним випромінюванням, і за рахунок йде радіації. За розрахунками фахівців, радіаційний баланс атмосфери негативний (-29%).

В цілому радіаційний баланс поверхні і атмосфери Землі дорівнює 0, т. Е. Земля знаходиться в стані променистого рівноваги. Однак надлишок радіації на поверхні Землі і недолік її в атмосфері змушують поставити запитання: чому ж при надлишку радіації поверхня землі не спопеляє, а атмосфера при її нестачі не замерзає до температури абсолютного нуля? Справа в тому, що між поверхнею Землі і атмосферою (як і між поверхнею і глибинними шарами Землі і води) існують нерадіаційні способи передачі тепла. Перший - це молекулярна теплопровідність і турбулентний теплообмін (Я), в процесі яких здійснюється нагрівання атмосфери і перерозподіл в ній тепла по вертикалі і по горизонталі. Нагріваються також глибинні шари землі і води. Другий - активний теплообмін, який відбувається при переході води з одного фазового стану в інше: при випаровуванні тепло поглинається, а при конденсації і сублімації водяної пари відбувається виділення прихованої теплоти пароутворення (LE).

Саме нерадіаційні способи передачі тепла врівноважують радіаційні баланси земної поверхні і атмосфери, приводячи і той і інший до нуля і не допускаючи перегріву поверхні і переохолодження атмосфери Землі. Земна поверхня втрачає 24% радіації в результаті випаровування води (а атмосфера відповідно стільки ж отримує за рахунок подальшої конденсації і сублімації водяної пари у вигляді хмар і туманів) і 5% радіації при нагріванні атмосфери від земної поверхні. В сумі це становить ті самі 29% радіації, які надлишкові на земній поверхні і яких бракує атмосфері.

Мал. 27. Радіаційний баланс земної поверхні за грудень [в 10 2 МДж / (м 2 х М ес.)]

Мал. 28. Складові теплового балансу земної поверхні в денний часдоби (по С. П. Хромова)

Алгебраїчна сума всіх парафій і витрат тепла на земній поверхні і в атмосфері називається тепловим балансом; радіаційний баланс є, таким чином, найважливішою складовою теплового балансу. Рівняння теплового балансу земної поверхні має вигляд:

B - LE - P ± G = 0,

де В - радіаційний баланс земної поверхні, LE - витрата тепла на випаровування (L-питома теплота випаровування, £ - маса води, що випарувалася), Р - турбулентний теплообмін між поверхнею, що підстилає і атмосферою, G - теплообмін з поверхнею, що підстилає (рис. 28). Втрата тепла поверхнею на нагрів діяльного шару днем ​​і влітку майже повністю компенсується його надходженням назад з глибин до поверхні вночі і взимку, тому середня багаторічна річна температура верхніх шарів грунту і води Світового океану вважається постійною і G практично для будь-якої поверхні можна вважати рівною нулю. Тому в багаторічному виведення річний тепловий баланс поверхні суші і Світового океану витрачається на випаровування і теплообмін між поверхнею, що підстилає і атмосферою.

Розподіл теплового балансу по поверхні Землі відрізняється більшою складністю, ніж радіаційного, через численні впливають на нього факторів: хмарності, опадів, нагріву поверхні і ін. На різних широтах значення теплового балансу відрізняються від 0 до той чи інший бік: у високих широтах він негативний, а в низьких - позитивний. Недолік тепла в північних і південних полярних областях компенсується перенесенням його з тропічних широт головним чином за допомогою океанічних течій і повітряних мас, тим самим між різними широтами земної поверхні встановлюється теплова рівновага.

Тепловий баланс атмосфери записується в такий спосіб: -B + LE + P = 0.

Очевидно, що взаємодоповнюють один одного теплові режими поверхні і атмосфери Землі врівноважують один одного: всю сонячну радіацію, що надходить на Землю (100%), врівноважують втрати радіації Землі за рахунок відображення (30%) і випромінювання (70%), тому в цілому теплової баланс Землі, як і радіаційний, дорівнює 0. Земля знаходиться в променистому і тепловій рівновазі, і будь-яке його порушення може призвести до перегріву або охолодження нашої планети.

Характер теплового балансу і його енергетичний рівень визначають особливості і інтенсивність більшості процесів, що відбуваються в географічній оболонці, і перш за все термічний режим тропосфери.

Теплово й балу нсЗемлі, співвідношення надходжень і витрат енергії (променевої і теплової) на земній поверхні, в атмосфері і в системі Земля - ​​атмосфера. Основним джерелом енергії для переважної більшості фізичних, хімічних і біологічних процесів в атмосфері, гідросфері і в верхніх шарах літосфери є сонячна радіація, тому розподіл і співвідношення складових Т. б. характеризують її перетворення в цих оболонках.

Т. б. являють собою приватні формулювання 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 ж стовпа, що проходить через атмосферу і верхні шари літосфери або гідросферу (Т. б. системи Земля - ​​атмосфера).

Рівняння Т. б. земної поверхні: R+P+F 0+LE= 0 являє собою алгебраїчну суму потоків енергії між елементом земної поверхні і навколишнім простором. У число цих потоків входить радіаційний баланс (Або залишкова радіація) R- різниця між поглиненої короткохвильового сонячною радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням з земної поверхні. Позитивна або негативна величина радіаційного балансу компенсується декількома потоками тепла. Так як температура земної поверхні зазвичай не дорівнює температурі повітря, то між підстильної поверхнею і атмосферою виникає потік тепла Р.Аналогічний потік тепла F 0 спостерігається між земною поверхнею і глибшими шарами літосфери або гідросфери. При цьому потік тепла в грунті визначається молекулярної теплопровідністю, тоді як в водоймах теплообмін, як правило, має в більшій чи меншій мірі турбулентний характер. потік тепла F 0 між поверхнею водойми і його більш глибокими шарами чисельно дорівнює зміні теплосодержания водойми за даний інтервал часу і переносу тепла течіями в водоймі. Суттєве значення в Т. б. земної поверхні зазвичай має витрата тепла на випаровування LE,який визначається як добуток маси води, що випарувалася Ена теплоту випаровування L.величина LEзалежить від зволоження земної поверхні, її температури, вологості повітря і інтенсивності турбулентного теплообміну в приземному шарі повітря, яка визначає швидкість перенесення водяної пари від земної поверхні в атмосферу.

Рівняння Т. б. атмосфери має вигляд: R a+ L r+P+ F a= D W.

Т. б. атмосфери складається з її радіаційного балансу R a ; приходу або витрати тепла L rпри фазових перетвореннях води в атмосфері (г - сума опадів); приходу або витрати тепла Р, обумовленого турбулентним теплообміном атмосфери із земною поверхнею; приходу або витрати тепла F a, викликаного теплообміном через вертикальні стінки стовпа, який пов'язаний з впорядкованими рухами атмосфери і макротурбулентностью. Крім того, в рівняння T. б. атмосфери входить член D W, дорівнює величині зміни теплосодержания всередині стовпа.

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

Середні широтні величини складових Т. б. земної поверхні для океанів, суші і Землі і Т. б. атмосфери наведені в таблицях 1, 2, де величини членів Т. б. вважаються позитивними, якщо відповідають приходу тепла. Так як ці таблиці відносяться до середнім річним умовам, в них не включені члени, що характеризують зміни теплосодержания атмосфери і верхніх шарів літосфери, оскільки для цих умов вони близькі до нуля.

Для Землі як планети, разом з атмосферою, схема Т. б. представлена ​​на рис. На одиницю поверхні зовнішнього кордону атмосфери поступає потік сонячної радіації, що дорівнює в середньому близько 250 ккал / см 2 в рік, з яких близько відбивається в світовий простір, а 167 ккал / см 2 в рік поглинає Земля (стрілка Q s на Мал. ). Земної поверхні досягає короткохвильова радіація, яка дорівнює 126 ккал / см 2 в рік; 18 ккал / см 2 в рік з цієї кількості відбивається, а 108 ккал / см 2 в рік поглинається земною поверхнею (стрілка Q). Атмосфера поглинає 59 ккал / см 2 в рік короткохвильової радіації, тобто значно менше, ніж земна поверхня. Ефективне довгохвильове випромінювання поверхні Землі одно 36 ккал / см 2 в рік (стрілка I), тому радіаційний баланс земної поверхні дорівнює 72 ккал / см 2 в рік. Довгохвильове випромінювання Землі в світовий простір одно 167 ккал / см 2 в рік (стрілка I s). Таким чином, поверхня Землі отримує близько 72 ккал / см 2 в рік променистої енергії, яка частково витрачається на випаровування води (гурток LE) І частково повертається в атмосферу за допомогою турбулентної тепловіддачі (стрілка Р).

Табл. 1. - Тепловий баланс земної поверхні, ккал / см 2 рік

Дані про складові Т. б. використовуються при розробці багатьох проблем кліматології, гідрології суші, океанології; вони застосовуються для обгрунтування чисельних моделей теорії клімату і для емпіричної перевірки результатів застосування цих моделей. Матеріали про Т. б. відіграють велику роль у вивченні змін клімату, їх застосовують також в розрахунках випаровування з поверхні річкових басейнів, Озер, морів і океанів, в дослідженнях енергетичного режиму морських течій, для вивчення снігових і крижаних покривів, в фізіології рослин для дослідження транспірації і фотосинтезу, в фізіології тварин для вивчення термічного режиму живих організмів. Дані про Т. б. були використані і для вивчення географічної зональності в роботах радянського географа А. А. Григор 'єва.

Табл. 2. - Тепловий баланс атмосфери, ккал / см 2 рік

Літ .:Атлас теплового балансу земної кулі, під ред. М. І. Будико, М., 1963; Будико М. І., Клімат і життя, Л., 1971; Григор'єв А. А., Закономірності будови і розвитку географічного середовища, М., 1966.

Розглянемо поряд з атмосферою і термічний режим діяльного шару Землі. Діяльним шаром називають такий шар грунту або води, температура якого зазнає добові і річні коливання. Спостереження показують, що на суші добові коливання поширюються до глибини 1 - 2 м, річні - на шар в кілька десятків метрів. У морях і океанах товщина діяльного шару в десятки разів більше, ніж на суші. Зв'язок теплових режимів атмосфери і діяльного шару Землі здійснюється за допомогою, так званого рівняння теплового балансу земної поверхні. Вперше це рівняння було залучено в 1941 р для побудови теорії добового ходу температури повітря А.А. Дородніцин. У наступні роки рівняння теплового балансу широко використано багатьма дослідниками для вивчення різних властивостейприземного шару атмосфери, аж до оцінки тих змін, які відбудуться під впливом активних впливів, наприклад на крижаний покрив Арктики. Зупинимося на виводі рівняння теплового балансу земної поверхні. Сонячна радіація, яка надійшла до земної поверхні, поглинається на суші в тонкому шарі, товщину якого позначимо через (Рис. 1). Крім потоку сонячної радіації, земна поверхня отримує тепло у вигляді потоку інфрачервоної радіації від атмосфери, втрачає вона тепло шляхом власного випромінювання.

Мал. 1.

У грунті кожен з цих потоків зазнає зміна. Якщо в елементарному шарі товщиною (- глибина, яка відлічується від поверхні в глиб грунту) потік Ф змінився на dФ, то можна записати

де a - коефіцієнт поглинання, - щільність грунту. Інтегруючи останнє співвідношення в межах від до, отримуємо

де - глибина, на якій потік зменшується в е разів у порівнянні з потоком Ф (0) при. Поряд з радіацією перенесення тепла здійснюється шляхом турбулентного обміну поверхні грунту з атмосферою і молекулярного обміну з нижчого рівня шарами грунту. Під впливом турбулентного обміну грунт втрачає або отримує кількість тепла, яке дорівнює

Крім того з поверхні грунту відбувається випаровування води (або конденсація водяної пари), на яке витрачається кількість тепла

Молекулярний потік через нижню межу шару записується у вигляді

де - коефіцієнт теплопровідності ґрунту, - її питома теплоємність, - коефіцієнт молекулярної температуропроводности.

Під впливом припливу тепла змінюється температура грунту, а так само при температурах, близьких до 0, плавиться лід (або замерзає вода). На основі закону збереження енергії в вертикальному стовпі грунту товщиною можемо записати.

У рівнянні (19) перший доданок в лівій частині являє собою кількість тепла, що витрачається на зміну теплосодержания см 3 ґрунту за одиницю часу, друге кількість тепла, що йде на плавлення льоду (). У правій частині всі потоки тепла, які входять через верхню і нижню межів шар грунту, взяті зі знаком «+», а ті, які виходять з шару, - зі знаком «-». Рівняння (19) і являє собою рівняння теплового балансу для шару грунту товщиною. В такому Загалом виглядіце рівняння являє собою ні що інше, як рівняння припливу тепла, записане для шару кінцевої товщини. Витягти з нього будь-які додаткові відомості (в порівнянні з рівнянням припливу тепла) про термічному режимі повітря і грунту не представляється можливим. Однак можна вказати кілька окремих випадків рівняння теплового балансу, коли воно може бути використано в якості незалежного від диференціальних рівняньграничної умови. У цьому випадку рівняння теплового балансу дозволяє визначити невідому температуру земної поверхні. Таким окремим випадком будуть наступні. На суші, не покритій снігом або льодом, величина, як було вже зазначено, досить мала. У той же час відношення до кожної з величин, які мають порядок довжини пробігу молекул, досить велике. Внаслідок цього рівняння для суші при відсутності процесів плавлення льоду з достатнім ступенем точності можна записати у вигляді:

Сума перших трьох доданків в рівнянні (20) є не що інше, як радіаційний баланс R земної поверхні. Таким чином, рівняння теплового балансу поверхні суші набуває вигляду:

Рівняння теплового балансу в формі (21) використовується в якості граничного умови при дослідженні термічного режиму атмосфери і грунту.