Тепловой баланс атмосферы и поверхности. Тепловой баланс земной поверхности

Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация, поэтому и соотношение составляющих . . характеризуют её преобразования в этих оболочках.

Т. б. представляют собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (Т. б. земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (Т. б. атмосферы); для такого столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы гидросферу (Т. б. системы Земля - атмосфера).

Т. б. земной поверхности: R + P + F0 + LE = 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В этих потоков входит радиационный (или остаточная радиация) R - между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает тепла . Аналогичный поток тепла F0 наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной теплопроводностью, тогда как в водоёмах , как , имеет в большей или меньшей степени турбулентный . Поток тепла F0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное в Т. б. земной поверхности обычно имеет тепла на LE, который определяется как массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет переноса водяного от земной поверхности в атмосферу.

Уравнение Т. б. атмосферы имеет : Ra + Lr + P + Fa = DW.

Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса Ra; прихода или расхода тепла Lr при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г - осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла Fa, вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме , в уравнение T. б. атмосферы входит DW, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.

Уравнение Т. б. системы Земля - атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях Т. б., на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.

Широтные величины составляющих Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. б. атмосферы приведены в таблицах 1, 2, где величины членов Т. б. считаются положительными, если соответствуют приходу тепла. Так как эти таблицы относятся к средним годовым условиям, в них не включены члены, характеризующие изменения теплосодержания атмосферы и верхних слоев литосферы, поскольку для этих условий близки к нулю.

Для Земли как , вместе с атмосферой, Т. б. представлена на . На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см2 в , из которых около ═отражается в мировое , а 167 ккал/см2 в год поглощает Земля (стрелка Qs на рис. ). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см2 в год; 18 ккал/см2 в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см2 в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q). Атмосфера поглощает 59 ккал/см2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная . Эффективное длинноволновое поверхности Земли равно 36 ккал/см2 в год (стрелка I), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см2 в год (стрелка Is). Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см2 в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды (кружок LE) и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи (стрелка Р).

Табл. 1. - Тепловой баланс земной поверхности, ккал/см2 год

Градусы

Земля в среднем

R══════LE ═════════Р════Fo

R══════LE══════Р

═R════LE═══════Р═════F0

70-60 северной широты

0-10 южной широты

Земля в целом

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

Данные о составляющих Т. б. используются при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии; они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для эмпирической проверки результатов применения этих моделей. Материалы о Т. б. играют большую

Почти все тепло атмосфера, как и земная поверхность, получает от Солнца. К другим источникам нагрева принадлежит тепло, поступающей из недр Земли, но оно составляет лишь доли процента от общего количества тепла.

Хотя солнечное излучение и служит единственным источником тепла для земной поверхности, тепловой режим географической оболочки является не только следствием радиационного баланса. Солнечное тепло превращается и перераспределяется под влиянием земных факторов, и прежде всего трансформируется воздушными и океаническими течениями. Они же, в свою очередь, обусловлены неравномерным распределением по широтах солнечного излучения. Это один из ярких примеров тесного глобального связи и взаимодействия различных компонентов в природе.

Для живой природы Земли важное значение имеет перераспределение тепла между различными широтами, а также между океанами и материками. Благодаря этому процессу происходит очень сложный пространственный перераспределение тепла на поверхности Земли в соответствии с превосходящих направлений движения воздушных и океанических течений. Однако суммарное перенос тепла направлено, как правило, из низких широт в высокие и с океанов на континенты.

Распределение тепла в атмосфере происходит путем конвекции, теплопроводности и излучения. Тепловая конвекция проявляется везде на планете, ветров, восходящие и нисходящие воздушные потоки имеют повсеместное распространение. Особенно сильно конвекция выражена в тропиках.

Теплопроводность, то есть передача тепла при непосредственном контакте атмосферы с теплой или холодной поверхностью земли, имеет сравнительно небольшое значение, так как воздух - плохой проводник тепла. Именно это свойство нашла широкое применение при изготовлении оконных рам с двойными стеклами.

Поступления и расходы тепла в нижней атмосфере на разных широтах неодинаковы. Севернее 38 ° с. ш. излучается тепла больше, чем поглощается. Эта потеря компенсируется теплыми океаническими и воздушными течениями, направленными в умеренные широты.

Процесс поступления и расходования солнечной энергии, нагревание и охлаждение всей системы атмосферы Земли характеризуется тепловым балансом. Если принять годовое поступление солнечной энергии на верхнюю границу атмосферы за 100%, то баланс солнечной энергии будет выглядеть так: отражается от Земли и возвращается обратно в космическое пространство 42% (эта величина характеризует альбедо Земли), причем 38% отражается атмосферой и 4% - поверхностью земли. Остальные (58%) поглощается: 14% - атмосферой и 44% - земной поверхностью. Нагретая поверхность Земли отдает обратно всю поглощенную ею энергию. При этом излучение энергии земной поверхностью составляет 20%, на нагрев воздуха и испарение влаги расходуется 24% (5,6% - на нагрев воздуха и 18,4% - на испарение влаги).

Такие общие характеристики теплового баланса земного шара в целом. На самом деле для разных широтных поясов для различных поверхностей тепловой баланс будет далеко не одинаковым. Так, тепловой баланс любой территории нарушается при восходе и закате, при смене времен года, в зависимости от атмосферных условий (облачности, влажности воздуха и содержания в нем пыли), характеру поверхности (вода или суша, лес или лука, снежный покров или обнаженная земля), высоты над уровнем моря. Более всего тепла излучается ночью, зимой и через разреженный чистый сухой воздух на больших высотах. Но в итоге потери вследствие излучения компенсируются теплом, поступающей от Солнца, и на Земле в целом преобладает состояние динамического равновесия, иначе она разогревалась бы или, наоборот, охлаждалась.

Температура воздуха

Нагрев атмосферы происходит довольно сложным путем. Короткие волны солнечных лучей в диапазоне от видимого красного до ультрафиолетового света превращаются у поверхности Земли в более длинные тепловые волны, которые позже, при излучении их с поверхности Земли, нагревают атмосферу. Нижние слои атмосферы разогреваются быстрее верхних, что объясняется указанным тепловым излучением земной поверхности и тем, что они имеют большую плотность и насыщенные водяным паром.

Характерной чертой вертикального распределения температуры в тропосфере является ее снижение с высотой. Средний вертикальный градиент температуры, то есть среднее уменьшение, рассчитанное на 100 м высоты, равна 0,6 ° С. Охлаждение влажного воздуха сопровождается конденсацией влаги. При этом выделяется определенное количество теплоты, которая была затрачена на образование пара. Поэтому при поднятии вверх влажного воздуха его охлаждения происходит почти вдвое медленнее сухое. Геотермический коэффициент сухого воздуха тропосферы составляет в среднем 1 ° С.

Воздух, который поднимается вверх от нагретой поверхности суши и водоемов, попадает в зону пониженного давления. Это позволяет ему расширяться, а в связи с этим определенное количество тепловой энергии переходит в кинетическую. Вследствие этого процесса воздух охлаждается. Если при этом оно ниоткуда не получает тепла и никуда его не отдает, то весь описанный процесс называется адиабатическим, или динамическим охлаждением. И наоборот, воздух, опускается, попадает в зону повышенного давления, оно уплотняется воздухом, что его окружает, и механическая энергия переходит в тепловую. Из-за этого воздух испытывает адиабатического нагрева, которое составляет в среднем 1 ° С на каждые 100 м опускания.

Иногда температура воздуха с высотой растет. Это явление получило название инверсии. Причины u "проявления разнообразны: радиационное излучение Земли над ледовыми покровами, прохождение сильных течений теплого воздуха над холодной поверхностью. Особенно характерны инверсии для горных районов: тяжелое холодный воздух стекает в горные котловины и там застаивается, вытесняя вверх более легкое теплый воздух.

Суточные и годовые изменения температуры воздуха отражает тепловое состояние поверхности. В приземном слое воздуха суточный максимум устанавливается в 14-15 ч, а минимум наблюдается после восхода Солнца. Наибольшая суточная амплитуда имеет место в субтропических широтах (30 ° С), наименьшая - в полярных (5 ° С). Годовой ход температуры зависит от широты, характера подстилающей поверхности, высоты места над уровнем океана, рельефа, удаленности от океана.

В распределении годовых температур на земной поверхности выявлены определенные географические закономерности.

1. В обоих полушариях средние температуры снижаются в направлении к полюсам. Однако термический экватор - теплая параллель со средней годовой температурой 27 ° С - расположена в Северном полушарии примерно на 15-20 ° широты. Объясняется это тем, что суша занимает здесь большую площадь, чем на географическом экваторе.

2. От экватора к северу и югу температуры изменяются неравномерно. Между экватором и 25-той параллелью снижение температуры происходит очень медленно - менее двух градусов на каждые десять градусов широты. Между 25 ° и 80 ° широты в обоих полушариях температуры снижаются очень быстро. Местами это снижение превышает 10 ° С. Далее к полюсам скорость падения температуры вновь уменьшается.

3. Средние годовые температуры всех параллелей Южного полушария меньше температуры соответствующих параллелей Северного полушария. Средняя температура воздуха преимущественно "материковой" Северного полушария составляет в январе +8,6 ° С, в июле - +22,4 ° С; в Южной "океанической" полушария средняя температура июля +11,3 ° С, января - +17,5 ° С. Вдвое больше годовая амплитуда колебаний температуры воздуха в Северном полушарии объясняется особенностями распределения суши и моря на соответствующих широтах и охлаждающим воздействием грандиозного ледового купола Антарктиды на климат Южного полушария.

Важные характеристики распределения температур воздуха на Земле дают карты изотерм. Так, на основе анализа распределения июльских изотерм на земной поверхности можно сформулировать следующие основные выводы.

1. В внетропических областях обоих полушарий изотермы над материками изгибаются к северу относительно положения ее на окнах. В Северном полушарии это обусловлено тем, что суша нагретая сильнее, чем море, а в Южной - обратное соотношение: в это время здесь суша холоднее море.

2. Над океанами июльские изотермы отражают влияние холодных течений температуры воздуха. Особенно заметно это проявляется вдоль тех западных берегов Северной Америки и Африки, которые омываются холодными соответствии Калифорнийской и Канарским океаническими течениями. В Южном полушарии изотермы изогнутые в противоположную сторону на север - тоже под влиянием холодных течений.

3. Самые высокие средние температуры июля наблюдаются в пустынях, расположенных севернее экватора. Особенно жарко в это время в Калифорнии, Сахаре, Аравии, Иране, внутренних районах Азии.

Распределение январских изотерм тоже имеет свои особенности.

1. Изгибы изотерм над океанами на север и над сушей на юг становятся еще рельефнее, контрастнее. Больше всего это проявляется в Северном полушарии. Сильные изгибы изотерм в сторону Северного полюса отражают увеличение тепловой роли океанических течений Гольфстрим в Атлантическом океане и Куро-Сио в Тихом.

2. В внетропических областях обоих полушарий изотермы над материками заметно изогнутые на юг. Это объясняется тем, что в Северном полушарии суша холоднее, а в Южной - теплее, чем море.

3. Самые высокие средние температуры в январе бывают в пустынях тропического пояса Южного полушария.

4. областями наибольшего охлаждения на планете в январе, как и в июле, является Антарктида и Гренландия.

В целом можно констатировать, что изотермы Южного полушария в течение всех сезонов года имеют более прямолинейный (широтный) характер простирания. Отсутствие здесь существенных аномалий в ходе изотерм объясняется значительным преобладанием водной поверхности над сушей. Анализ хода изотерм свидетельствует о тесной зависимости температур не только от величины солнечного излучения, но и от перераспределения тепла океаническими и воздушными течениями.

Тепловой баланс Земли, атмосферы и земной поверхности За многолетний период тепловой баланс равен нулю, т. е. Земля находится в тепловом равновесии. I - коротковолновая радиация, II - длинноволновая радиация, III - нерадиационный обмен.

Электромагнитная радиация Радиация или излучение - это форма материи, отличная от вещества. Частным случаем радиации является видимый свет; но к радиации относятся также и не воспринимаемые глазом гамма лучи, рентгеновские лучи, ультрафиолетовая и инфракрасная ра диация, радиоволны, в том числе и телевизионные.

Характеристики электромагнитных волн Радиация распространяется по всем направлениям от ис очника излучателя в виде т электромагнитных волн со скоростью света в вакууме около 300 000 км/с. Длина волны – расстояние между соседними максимумами (или мини умами). м Частота колебаний это число колебаний в секунду.

Длины волн Ультрафиолетовая радиация – длина волн от 0, 01 до 0, 39 мкм. Она невидима, т. е. не воспринимается глазом. Видимый свет, воспринимаемый глазом, длины волн 0, 40 0, 76 мкм. Волны около 0, 40 мкм – фиолетовый цвет, волны около 0, 76 мкм - красный. Между 0, 40 и 0, 76 мкм находится свет всех цветов видимого спектра. Инфракрасная радиация – волны >0, 76 мкм и до нескольких сотен мкм невидимы человеческим глазом. В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинно олновую радиации. Коротковолновой называют в радиацию в диа азоне длин волн от 0, 1 до 4 мкм. п

Длины волн При разложении белого света призмой в непрерывный спектр цвета в нем постепенно переходят один в другой. Принято считать, что в некоторых границах длин волн (нм) излучения имеют следующие цвета: 390- 440 – фиолетовый 440- 480 синий 480- 510 – голубой 510- 550 – зеленый 550- 575 желто зеленый 575- 585 желтый 585- 620 – оранжевый 630- 770 – красный

Восприятие длин волн Глаз человека обладает наибольшей чувствительностью к желтозеленому излучению с длиной волны около 555 нм. Различают три зоны излучения: сине-фиолетовая (длина волн 400- 490 нм), зеленая (длина 490- 570 нм) красная (длина 580- 720 нм). Эти зоны спектра являются также зонами преимущественной спектральной чувствительности приемников глаза и трех слоев цветной фотопленки.

ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В АТМОСФЕРЕ В атмосфере поглощается около 23% прямой солнечной ра иации. д Поглощение избирательное: разные газы погло ают радиацию в разных щ участках спектра и в разной степени. Азот поглощает R очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, поэтому поглощение азотом практически не отражается на потоке солнечной радиации. Кислород поглощает больше, но тоже очень мало - в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой части. Озон поглощает ультрафиолетовую и видимую солнечную ра диацию. В атмосфере его очень мало, но он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию в верхних слоях атмосферы, что в солнечном спектре у земной поверхности волны короче 0, 29 мкм вообще не наблюдаются. Об ее поглощение солнечной радиации озоном достигает 3% пря ой щ м солнечной радиации.

ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В АТМОСФЕРЕ СО 2 – сильно поглощает в инфракрасном спектре, но его содержание в атмосфере очень мало, поэтому поглощение им прямой солнечной радиации в общем невелико. Водяной пар основной поглотитель радиации, сосредоточен в тропосфере. Поглощает радиацию в видимой и ближней инфракрасной областях спектра. Облака и атмосфер ые примеси (аэрозольные частицы) поглощают н солнечную радиацию в различных частях спектра в зависимости от состава примесей. Водяной пар и аэрозоли поглощают около 15%, облака 5% радиации.

Тепловой баланс Земли Рассеянная радиация проходит через атмосферу и рассеивается молекулами газов. Такой радиации 70% в полярных широтах и 30% в тропиках.

Тепловой баланс Земли 38% рассеянной радиации возвращается в космос. Она придаёт голубой цвет небу и даёт рассеянное освещение до и после захода Солнца.

Тепловой баланс Земли Прямая + рассеянная = суммарная R 4% отражается атмосферой 10% отражается земной поверхностью 20% превращается в тепловую энергию 24% затрачивается на нагревание воздуха Общие потери тепла через атмосферу составляют 58% от всего поступившего

Адвекция воздуха Перенос воздуха в горизонтальном направлении. Можно говорить об адвекции: воздушных масс, тепла, водяного пара, момента движения, вихря скорости и т. д. Атмосферные явления, происходящие в результате адвекции, называются адвективными: адвективные туманы, адвективные грозы, адвективные заморозки и т. п.

АЛЬБЕДО 1. В широком смысле -отражательная способность поверхности: водной, растительной (лес, степь), пашни, облаков и т. д. Например, Альбедо крон леса составляет 10 - 15%, травы - 20 - 25%, песка - 30 - 35%, свежевыпавшего снега - 50 - 75% и более. 2. Альбедо Земли - процентное отношение солнечной радиации, отражённой земным шаром вместе с атмосферой обратно в мировое пространство, к солнечной радиации, поступившей на границу атмосферы. А= О/П Отдача радиации Землей происходит путем отражения от земной поверхности и облаков длинноволновой, а также рассеяния прямой коротковолновой радиации атмосферой. Наибольшей отражательной способностью (85%) обладает снежная поверхность. Альбедо Земли составляет около 42%

Последствия инверсии При прекращении нормального процесса конвекции происходит загрязнение нижнего слоя атмосферы Зимний дым в городе Шанхай, чётко видна граница вертикального распространения воздуха

Температурная инверсия Опускание холодного воздуха создаёт устойчивое состояние атмосферы. Дым из трубы не может преодолеть опускающуюся воздушную массу

Ход давления атмосферного воздуха. 760 мм тр. ст. = 1033 г. Па Суточный ход атмосферного давления

Вода в атмосфере Общий объём 12 – 13 тыс. км 3 водяного пара. Испарение с поверхности океана 86 % Испарение с поверхности материков 14 % Количество водяного пара уменьшается с высотой, но интенсивность этого процесса зависит от: температуры и влажности поверхности, скорости ветра и атмосферного давления

Характеристики влажности атмосферы Влажность воздуха - содержание водяного пара в воздухе. Абсолютная влажность воздуха – содержание водяного пара (г) на 1 м 3 воздуха или его давление (мм рт. ст.) Относительная влажность – степень насыщения воздуха водяным паром (%)

Характеристики влажности атмосферы Максимальное влагонасыщение – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Точка росы – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его (τ)

Характеристики влажности атмосферы Испарение – фактическое испарение с данной поверхности при данной температуре Испаряемость – максимально возможное испарение при данной температуре

Характеристики влажности атмосферы Над водной поверхностью испарение равно испаряемости, над сушей – значительно меньше. При высокой температуре абсолютная влажность увеличивается, относительная – остаётся прежней, если нет достаточного количества воды.

Характеристики влажности атмосферы В холодном воздухе при невысокой абсолютной влажности относительная может достигать 100%. При достижении точки росы выпадают осадки. В холодном климате даже при очень незначительных величинах относительной влажности.

Причины изменения влажности воздуха 1. ЗОНАЛЬНОСТЬ Абсолютна влажность убывает от экватора (20 – 30 мм) к полюсам (1 – 2 мм). Относительная влажность меняется мало (70 – 80%).

Причины изменения влажности воздуха 2. Годовой ход абсолютной влажности соответствует ходу температур: чем теплее, тем выше

МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ Облака делятся на 10 основных форм (родов) по внешнему виду. В основных родах различают: виды, разновид ости н и др. особенности; а также проме уточные формы. ж Облачность измеряется в баллах: 0 – безоблачно; 10 – небо полностью затянуто облаками.

МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ Роды облаков Русское название Латинское название I Перистые Cirrus (Ci) II Перисто-кучевые Cirrocumulus (Cc) III Перисто-слоистые Cirrostratus (Cs) IV Высококучевые Altocumulus (Ac) V Высокослоистые Altostratus (As) VI Слоисто-дождевые Nimbostratus (Ns) VII Слоисто-кучевые Stratocumulus (Sc) VIII Слоистые Stratus (St) IX Кучевые Cumulus (Cu) X Кучево-дождевые Cumulonimbus (Cb) Высота яруса H = 7 – 18 км H = 2 – 8 км H = до 2 км

Облака нижнего яруса . Слоисто дождевые облака имеют такое же происхождение, как и высокослоистые. Однако слой их несколько километров. Эти облака находятся в нижнем, среднем и часто верхнем ярусах. В верхней части они состоят из мельчайших капель и снежинок, в нижней могут содержать крупные капли и снежинки. Поэтому слой этих облаков имеет темно серый цвет. Солнце и луна сквозь него не просвечивают. Из слоисто дождевых облаков, как правило, выпадает обложной дождь или снег, достигающий земной поверхности.

Облака среднего яруса Высококучевые облака – облачные пласты или гряды белого или серого цвета (или одновременно и того и другого). Это достаточно тонкие об лака, более или менее затеняющие солнце. Пласты или гряды со стоят из плоских валов, дисков, пластин, часто расположенных рядами. В них возникают оптические явления - венцы, иризация - радужная окраска краев облаков, направленных к солнцу. Ириза ия указывает на то, ц что высококучевые облака состоят из очень мелких однородных капель, как правило, переохлажденных.

Облака среднего яруса Оптические явления в облаках Высококучевые облака Венцы в облаках Иризация облаков Гало

Облака верхнего яруса Это самые высокие облака тро осферы, п образуются при наиболее низких температурах и состоят из ледяных кристаллов, имеют белый цвет, полупрозрачные и мало затеняют солнечный свет.

Фазовый состав облаков Водяные (капельные) облака, состоящие только из капель. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при отрицательных (- 100 С и ниже). В этом случае капли на ходятся в переохлажденном состоянии, что в атмосферных усло иях вполне обычно. в Смешанные облака, состоящие из смеси переохлажденных ка ель п и ледяных кристаллов. Они могут существовать, как правило, при температурах от - 10 до - 40°С. Ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледя ых н кристаллов. Они преобладают, как правило, при температурах ниже 30°С

Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию и нагреваясь, сама становится источником излучения тепла в атмосферу и через нее в мировое пространство. Чем выше температура поверхности, тем выше излучение. Собственное длинноволновое излучение Земли большей частью задерживается в тропосфере, которая при этом нагревается и излучает радиацию - противоизлучение атмосферы. Разность между излучением земной поверхности и противоизлучением атмосферы называется эффективным излучением. Оно показывает фактическую потерю тепла поверхностью Земли и составляет около 20%.

Рис. 7.2. Схема среднегодового радиационного и теплового баланса, (по К.Я.Кондратьеву, 1992)

Атмосфера в отличие от земной поверхности больше излучает, чем поглощает. Дефицит энергии компенсируется приходом тепла от земной поверхности вместе с водяным паром, а также за счет турбулентности (в процессе подъема нагретого у земной поверхности воздуха). Возникающие между низкими и высокими широтами температурные контрасты сглаживаются за счет адвекции - переноса тепла морскими и главным образом воздушными течениями от низких широт к высоким (рис. 7.2, правая часть). Для общегеографических выводов важны также ритмические колебания радиации из-за смены времен года, так как от этого зависит тепловой режим конкретной местности. Отражательные свойства земных покровов, теплоемкость и теплопроводность сред еще больше усложняют перенос тепловой энергии и распределение теплоэнергетических характеристик.

Уравнение теплового баланса. Количество тепла описывается уравнением теплового баланса, которое у каждого географического района свое. Его важнейшим компонентом является радиационный баланс земной поверхности. Солнечная радиация расходуется на нагревание почвы и воздуха (и воды), испарение, таяние снега и льда, фотосинтез, почвообразовательные процессы и выветривание горных пород. Поскольку для природы всегда характерно равновесие, равенство наблюдается между приходом энергии и ее расходом, что выражается уравнением теплового баланса земной поверхности:

где R - радиационный баланс; LE - тепло, затрачиваемое на испарение воды и таяние снега или льда (L - скрытое тепло испарения или парообразования; Е - скорость испарения или конденсации); А - горизонтальный перенос тепла воздушными и океаническими течениями или турбулентным потоком; Р - теплообмен земной поверхности с воздухом; В - теплообмен земной поверхности с почвой и горными породами; F - расход энергии на фотосинтез; С - расход энергии на почвообразование и выветривание; Q+q - суммарная радиация; а - альбедо; I - эффективное излучение атмосферы.

На долю энергии, расходуемой на фотосинтез и почвообразование, приходится менее 1% радиационного бюджета, поэтому в уравнении эти составляющие часто опускаются. Однако в реальности они могут иметь значение, поскольку эта энергия обладает способностью аккумулироваться и преобразовываться в другие виды (превратимая энергия). Маломощный, но продолжительный (сотни миллионов лет) процесс накопления превратимой энергии оказал существенное влияние на географическую оболочку. В ней скопилось около 11×10 14 Дж/м 2 энергии в рассеянном органическом веществе в осадочных породах, а также в виде каменного угля, нефти, сланцев.

Уравнение теплового баланса можно вывести для любого географического района и отрезка времени, учитывая специфичность климатических условий и вклад компонентов (для суши, океана, районов с льдообразованием, незамерзающих и др.).

Перенос и распределение тепла. Перенос тепла от поверхности в атмосферу происходит тремя путями: тепловое излучение, нагревание или охлаждение воздуха при контакте с сушей, испарение воды. Водяные пары, поднимаясь в атмосферу, конденсируются и образуют облака или выпадают в виде осадков, а выделяемое при этом тепло поступает в атмосферу. Поглощенная атмосферой радиация и тепло конденсации водяных паров задерживают потерю тепла земной поверхностью. Над засушливыми районами это влияние уменьшается, и мы наблюдаем самые большие суточные и годовые амплитуды температуры. Наименьшие амплитуды температуры присущи океаническим районам. Являясь огромным резервуаром, океан хранит больше тепла, что ослабляет годовые колебания температуры вследствие высокой удельной теплоемкости воды. Таким образом, на Земле вода играет важную роль как аккумулятор тепла.

Структура теплового баланса зависит от географической широты и типа ландшафта, который, в свою очередь, сам зависит от нее. Она существенно изменяется не только при движении от экватора к полюсам, но и при переходе с суши на море. Суша и океан различаются как по величине поглощенной радиации, так и по характеру распределения тепла. В океане летом тепло распространяется на глубину до нескольких сотен метров. За теплый сезон в океане накапливается от 1,3×10 9 до 2,5×10 9 Дж/м 2 . На суше тепло распространяется на глубину всего нескольких метров, и за теплый сезон здесь накапливается около 0,1×10 9 Дж/м 2 , что в 10-25 раз меньше, чем в океане. Благодаря большому запасу тепла, океан зимой охлаждается меньше, чем суша. Расчеты показывают, что разовое содержание тепла в океане в 21 раз превышает ее поступление к земной поверхности в целом. Даже в 4-метровом слое океанической воды тепла в 4 раза больше, чем во всей атмосфере.

До 80% энергии, поглощаемой океаном, расходуется на испарение воды. Это составляет 12×10 23 Дж/м 2 в год, что в 7 раз больше аналогичной статьи теплового баланса суши. 20% энергии расходуется на турбулентный теплообмен с атмосферой (что также больше, чем на суше). Вертикальный теплообмен океана с атмосферой стимулирует и горизонтальный перенос тепла, благодаря чему оно частично оказывается на суше. В теплообмене океана и атмосферы участвует 50-метровый слой воды.

Изменение радиационного и теплового баланса. Годовая сумма радиационного баланса почти всюду на Земле положительна, за исключением ледниковых районов Гренландии и Антарктиды. Его среднегодовые значения уменьшаются в направлении от экватора к полюсам, следуя закономерности распределения солнечной радиации по земному шару (рис. 7.3). Радиационный баланс над океаном больше, чем над сушей. Это связано с меньшим альбедо водной поверхности, повышенным влагосодержанием в экваториальных и тропических широтах. Сезонные изменения радиационного баланса происходят на всех широтах, но с разной степенью выраженности. В низких широтах сезонность определяется режимом осадков, так как термические условия здесь мало изменяются. В умеренных и высоких широтах сезонность определяется термическим режимом: радиационный баланс меняется от положительного летом до отрицательного зимой. Отрицательный баланс холодного периода года в умеренных и полярных широтах частично компенсируется за счет адвекции теплоты воздушными и морскими течениями из низких широт.

Для сохранения энергетического баланса Земли должен существовать перенос тепла в направлении полюсов. Несколько менее из этого тепла переносится океаническими течениями, остальное атмосферой. Различия в нагревании Земли обусловливают ее действия как географической тепловой машины, в которой происходит передача тепла от нагревателя к холодильнику. В природе этот процесс реализуется в двух формах: во-первых, термодинамические пространственные неоднородности формируют планетарные системы ветров и морских течений; во-вторых, данные планетарные системы сами участвуют в перераспределении тепла и влаги на земном шаре. Таким образом, от экватора в направлении к полюсам потоками воздуха или океаническими течениями переносится тепло, а к экватору переносятся холодные воздушные или водные массы. На рис. 7.4 показан перенос теплой поверхностной воды в Атлантическом океане к полюсу. Перенос тепла по направлению к полюсам достигает максимума около широты 40° и становится равным нулю у полюсов.

Приток солнечной радиации зависит не только от географической широты, но и от времени года (табл. 7.4). Примечательно, что в летний период в Арктику поступает тепла даже больше, чем на экватор, однако вследствие высокого альбедо арктических морей льды здесь не тают.

Распределение температуры. На горизонтальное распределение температуры влияют географическое положение, рельеф, свойства и вещественный состав подстилающей поверхности, системы океанических течений и характер атмосферной циркуляции в приземном и приводном слоях.

Рис. 7.3. Распределение среднегодового радиационного баланса на земной поверхности, МДж/(м 2 ×год) (по С.П.Хромову и М.А.Петросянцу, 1994)

Рис. 7.4. Перенос тепла в северной части Атлантического океана, °С (по С. Нешиба, 1991). Заштрихованы районы, где поверхностные воды теплее, чем в среднем по океану. Цифры обозначают объемные переносы воды (млн м 3 /с), стрелки - направление течений, жирная линия - Гольфстрим

Таблица 7.4. Суммарная радиация, поступающая на земную поверхность (Н.И.Егоров, 1966)

Чтобы правильно оценивать степень нагрева и охлаждения различных земных поверхностей, рассчитывать испарение на , определять изменения влагозапаса в почве, разрабатывать методы по прогнозированию замерзания , а также оценивать влияние мелиоративных работ на климатические условия приземного слоя воздуха, необходимы данные о тепловом балансе земной поверхности.

Земная поверхность непрерывно получает и теряет тепло в результате воздействия разнообразных потоков коротковолновой и длинноволновой радиации. Поглощая в большей или меньшей степени суммарную радиацию и встречное излучение , земная поверхность нагревается и излучает длинноволновую радиацию, а значит, теряет тепло. Величиной, характеризующей потерю тепла земной
поверхностью, является эффективное излучение. Оно равно разности между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы. Поскольку встречное излучение атмосферы всегда несколько меньше земного, то эта разность положительна. В дневные часы эффективное излучение перекрывается поглощенной коротковолновой радиацией. Ночью же, при отсутствии коротковолновой солнечной радиации, эффективное излучение понижает температуру земной поверхности. В облачную погоду в связи с увеличением встречного излучения атмосферы эффективное излучение гораздо меньше, чем в ясную. Меньше и ночное охлаждение земной поверхности. В средних широтах земная поверхность теряет через эффективное излучение примерно половину того количества тепла, которое они получает от поглощенной радиации.

Приход и расход лучистой энергии оценивают величиной радиационного баланса земной поверхности. Он равен разности между поглощенной и эффективным излучением, от него зависит тепловое состояние земной поверхности - ее нагревание или охлаждение. Днем почти все время положителен, т. е. приход тепла превышает расход. Ночью радиационный баланс отрицателен и равен эффективному излучению. Годовые значения радиационного баланса земной поверхности, за исключением самых высоких широт, повсюду положительны. Этот избыток тепла расходуется на нагревание атмосферы путем турбулентной теплопроводности, на испарение, на теплообмен с более глубокими слоями почвы или воды.

Если рассматривать температурные условия за длительный период (год или лучше ряд лет), то земная поверхность, атмосфера в отдельности и система «Земля - атмосфера» находятся в состоянии теплового равновесия. Их средняя температура из года в год мало меняется. В соответствии с законом сохранения энергии можно считать, что алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее равна нулю. Это и есть уравнение теплового баланса земной поверхности. Его смысл состоит в том, что радиационный баланс земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла. В уравнении теплового баланса, как правило, не учитываются (ввиду их малости) такие потоки, как тепло, переносимое выпадающими осадками, расход энергии на фотосинтез, приход тепла от окисления биомассы, а также расход тепла на таяние льда или снега, приход тепла от замерзания воды.

Тепловой баланс системы «Земля — атмосфера» за длительный период также равен нулю, т. е. Земля как планета находится в тепловом равновесии: приходящая на верхнюю границу атмосферы солнечная радиация уравновешивается уходящей в космос радиацией с верхней границы атмосферы.

Если принять приходящую на верхнюю границу атмосферы за 100%, то из этого количества 32% рассеивается в атмосфере. Из них 6% уходит обратно в мировое пространство. Следовательно, к земной поверхности в виде рассеянной радиации поступает 26%; 18% радиации поглощается озоном, аэрозолями и идет на нагревание атмосферы; 5% поглощается облаками; 21% радиации уходит в космос в результате отражения от облаков. Таким образом, приходящая к земной поверхности радиация составляет 50%, из которых на долю прямой радиации приходится 24%; 47% поглощается земной поверхностью, а 3% приходящей радиации отражается обратно в мировое пространство. В результате с верхней границы атмосферы в космическое пространство уходит 30% солнечной радиации. Эту величину называют планетарным альбедо Земли. Для системы «Земля атмосфера» через верхнюю границу атмосферы уходит обратно в космос 30% отраженной и рассеянной солнечной радиации, 5% земного излучения и 65% излучения атмосферы, т. е. всего 100%.