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%.
Основным источником энергии для всех процессов, происходящих в биосфере, является солнечное излучение. Атмосфера, окружающая Землю, слабо поглощает коротковолновое излучение Солнца, которое, в основном, достигает земной поверхности. Некоторая часть солнечного излучения поглощается и рассеивается атмосферой. Поглощение падающей солнечной радиации обусловлено наличием в атмосфере озона, углекислого газа, паров воды, аэрозолей.[ ...]
Под действием падающего солнечного потока в результате его поглощения земная поверхность нагревается и становится источником длинноволнового (ДВ) излучения, направленного к атмосфере. Атмосфера, с другой стороны, также является источником ДВ излучения, направленного к Земле (так называемое противоизлучение атмосферы). При этом возникает взаимный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой. Разность между КВ излучением, поглощенным земной поверхностью и эффективным излучением называется радиационным балансом. Преобразование энергии КВ солнечной радиации при поглощении ее земной поверхностью и атмосферой, теплообмен между ними составляют тепловой баланс Земли.[ ...]
Главной особенностью радиационного режима атмосферы является парниковый эффект, который заключается в том, что КВ радиация большей частью доходит до земной поверхности, вызывая ее нагрев, а ДВ излучение от Земли задерживается атмосферой, уменьшая при этом теплоотдачу Земли в космос. Атмосфера является своего рода теплоизолирующей оболочкой, которая препятствует охлаждению Земли. Увеличение процентного содержания С02, паров Н20, аэрозолей и т. п. будет усиливать парниковый эффект, что приводит к увеличению средней температуры нижнего слоя атмосферы и потеплению климата. Основным источником теплового излучения атмосферы является земная поверхность.[ ...]
Интенсивность солнечного излучения, поглощенного земной поверхностью и атмосферой составляет 237 Вт/м2, из них 157 Вт/м2 поглощается земной поверхностью, а 80 Вт/м2 - атмосферой. Тепловой баланс Земли в общем виде представлен на рис. 6.15.[ ...]
Радиационный баланс земной поверхности составляет 105 Вт/м2, а эффективное излучение с нее равно разности поглощенной радиаций и радиационного баланса и составляет 52 Вт/м2. Энергия радиационного баланса затрачивается на турбулентный теплообмен Земли с атмосферой, что составляет 17 Вт/м2, и на процесс испарения воды, что составляет 88 Вт/м2.[ ...]
Схема теплообмена атмосферы представлена на рис. 6.16. Как видно из этой схемы, атмосфера получает тепловую энергию от трех источников: от Солнца, в виде поглощенного КВ излучения с интенсивностью примерно 80 Вт/м2; теплоты от конденсации водяного пара, приходящей от земной поверхности и равной 88 Вт/м2; турбулентного теплообмена между Землей и атмосферой (17 Вт/м2).[ ...]
Сумма составляющих теплообмена (185 Вт/м), равна тепловым потерям атмосферы в виде ДВ излучения в космическое пространство. Незначительная часть падающего солнечного излучения, которая существенно меньше приведенных составляющих теплового баланса, расходуется на другие процессы, происходящие в атмосфере.[ ...]
Разность испарений с континентов и поверхностей морей и океанов компенсируется за счет процессов массообмена водяных паров посредством воздушных течений и стока рек, впадающих в водные акватории земного шара.
Радиационным балансом называют приходо-расход лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой подстилающей поверхностью, атмосферой или системой земля-атмосфера за различные промежутки времени (6, с. 328).
Приходную часть радиационного баланса подстилающей поверхности R составляют прямая солнечная и рассеянная радиация, а также противоизлучение атмосферы, поглощенные подстилающей поверхностью. Расходная часть определяется потерей тепла за счёт собственного теплового излучения подстилающей поверхности (6, с. 328).
Уравнение радиационного баланса:
R=(Q+q) (1-A)+д-
где Q - поток (или сумма) прямой солнечной радиации, q - поток (или сумма) рассеянной солнечной радиации, А - альбедо подстилающей поверхности, - поток (или сумма) противоизлучения атмосферы и - поток (или сумма) собственного теплового излучения подстилающей поверхности, д - поглощательная способность подстилающей поверхности (6, с. 328).
Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды (рис. 5). Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).
Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.
Уравнение теплового баланса:
где величина радиационного потока тепла - R, турбулентный поток тепла между подстилающей поверхностью и атмосферой - Р, поток тепла между подстилающей поверхностью и нижележащими слоями - А и затрата тепла на испарение (или выделение тепла при конденсации) - LE (L - скрытая теплота испарения, Е - скорость испарения или конденсации) (4, с. 7).
В соответствии с приходом и расходом тепла по отношению к подстилающей поверхности составляющие теплового баланса могут иметь положительные или отрицательные значения. В многолетнем выводе средняя годовая температура верхних слоёв почвы и воды Мирового океана считается постоянной. Поэтому вертикальный и горизонтальный теплообмен в почве и в Мировом океане в целом практически можно приравнять нулю.
Таким образом, в многолетнем выводе годовой тепловой баланс для поверхности суши и Мирового океана складывается из радиационного баланса, затрат тепла на испарение и турбулентного теплообмена между подстилающей поверхностью и атмосферой (рис. 5, 6). Для отдельных частей океана кроме указанных составляющих теплового баланса нужно учитывать перенос тепла морскими течениями.
Рис. 5. Радиационный баланс Земли и приход солнечной радиации за год
Разность между поглощенной солнечной радиацией и эффективным излучением составляет радиационный баланс, или остаточную радиацию земной поверхности (В). Радиационный баланс, осредненный для всей поверхности Земли, можно записать в виде формулы B = Q * (1 – А) - Е эф или B = Q - R k – E эф. На рисунке 24 показано приблизительное процентное соотношение различных видов радиации, участвующих в радиационном и тепловом балансе. Очевидно, что поверхность Земли поглощает 47% от всей поступившей на планету радиации, а эффективное излучение составляет 18%. Таким образом, радиационный баланс, осредненный для поверхности всей Земли, положительный и составляет 29%.
Рис. 24. Схема радиационного и теплового балансов земной поверхности (по К. Я. Кондратьеву)
Распределение радиационного баланса по земной поверхности отличается значительной сложностью. Познание закономерностей этого распределения исключительно важно, поскольку под влиянием остаточной радиации формируется температурный режим подстилающей поверхности и тропосферы и в целом климат Земли. Анализ карт радиационного баланса земной поверхности за год (рис. 25) приводит к следующим выводам.
Годовая сумма радиационного баланса поверхности Земли почти повсюду положительна, за исключением ледяных плато Антарктиды и Гренландии. Его годовые величины зонально и закономерно уменьшаются от экватора к полюсам в соответствии с главным фактором – суммарной радиацией. Причем разница величин радиационного баланса между экватором и полюсами значительнее разности величин суммарной радиации. Поэтому зональность радиационного баланса выражена весьма ярко.
Следующая закономерность радиационного баланса – возрастание его при переходе с суши на Океан с разрывами и смешениями изолиний вдоль берега. Эта особенность лучше" выражена в экваториально-тропических широтах и постепенно сглаживается к полярным. Больший радиационный баланс над океанами объясняется меньшим альбедо воды, особенно в экваториально-тропических широтах, и пониженным эффективным излучением вследствие более низкой температуры поверхности Океана и значительного влагосодержания воздуха и облачности. Вследствие повышенных величин радиационного баланса и большой площади Океана на планете (71%) именно ему принадлежит ведущая роль в тепловом режиме Земли. А разница в радиационном балансе океанов и материков обусловливает их постоянное и глубокое взаимовлияние друг на друга на всех широтах.
Рис. 25. Радиационный баланс земной поверхности за год [МДж/(м 2 Хгод)] (по С. П. Хромову и М. А. Петросянцу)
Сезонные изменения радиационного баланса в экваториально-тропических широтах невелики (рис. 26, 27). Следствием этого являются небольшие колебания температуры в течение года. Поэтому сезоны года определяются там не ходом температур, а годовым режимом осадков. Во внетропических широтах происходят качественные изменения радиационного баланса от положительных до отрицательных значений в течение года. Летом на обширных пространствах умеренных и частично высоких широт величины радиационного баланса значительны (например, в июне на суше у Северного полярного круга они такие же, как в тропических пустынях) и колебания его по широтам сравнительно невелики. Это отражается на температурном режиме и соответственно на ослаблении междуширотной циркуляции в этот период. Зимой на больших просторах радиационный баланс отрицательный: линия нулевого радиационного баланса самого холодного месяца проходит над сушей примерно вдоль 40° широты, над океанами – вдоль 45°. Различная термобарическая обстановка приводит зимой к активизации атмосферных процессов в умеренных и субтропических широтных зонах. Отрицательный радиационный баланс зимой в умеренных и полярных широтах отчасти компенсируется притоком тепла с воздушными и водными массами из экваториально-тропических широт. В отличие от низких широт в умеренных и высоких широтах сезоны года обусловлены прежде всего термическими условиями, зависящими от радиационного баланса.
Рис. 26. Радиационный баланс земной поверхности за июнь [в 10 2 МДж/(м 2 х М ес.)|
В горах всех широт распределение радиационного баланса усложнено влиянием высоты, продолжительностью снежного покрова, инсоляционной экспозицией склонов, облачностью и пр. В целом, несмотря на повышенные величины суммарной радиации в горах, радиационный баланс там меньше за счет альбедо снега и льда, увеличения доли эффективного излучения и иных факторов.
Атмосфера Земли имеет свой собственный радиационный баланс. Приход радиации в атмосферу осуществляется за счет поглощения как коротковолновой солнечной радиации, так и длинноволнового земного излучения. Расходуется радиация атмосферой при встречном излучении, которое полностью компенсируется земным излучением, и за счет уходящей радиации. По расчетам специалистов, радиационный баланс атмосферы отрицательный (-29%).
В целом радиационный баланс поверхности и атмосферы Земли равен 0, т. е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия. Однако избыток радиации на поверхности Земли и недостаток ее в атмосфере заставляют задать вопрос: почему же при избытке радиации поверхность Земли не испепеляется, а атмосфера при ее недостатке не замерзает до температуры абсолютного нуля? Дело в том, что между поверхностью Земли и атмосферой (как и между поверхностью и глубинными слоями Земли и воды) существуют нерадиационные способы передачи тепла. Первый – это молекулярная теплопроводность и турбулентный теплообмен (Я), в процессе которых осуществляется нагрев атмосферы и перераспределение в ней тепла по вертикали и по горизонтали. Нагреваются также глубинные слои земли и воды. Второй – активный теплообмен, который происходит при переходе воды из одного фазового состояния в другое: при испарении тепло поглощается, а при конденсации и сублимации водяного пара происходит выделение скрытой теплоты парообразования (LE).
Именно нерадиационные способы передачи тепла уравновешивают радиационные балансы земной поверхности и атмосферы, приводя и тот и другой к нулю и не допуская перегрева поверхности и переохлаждения атмосферы Земли. Земная поверхность теряет 24% радиации в результате испарения воды (а атмосфера соответственно столько же получает за счет последующей конденсации и сублимации водяного пара в виде облаков и туманов) и 5% радиации при нагреве атмосферы от земной поверхности. В сумме это составляет те самые 29% радиации, которые избыточны на земной поверхности и которых недостает атмосфере.
Рис. 27. Радиационный баланс земной поверхности за декабрь [в 10 2 МДж/(м 2 х М ес.)]
Рис. 28. Составляющие теплового баланса земной поверхности в дневное время суток (по С. П. Хромову)
Алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности и в атмосфере называется тепловым балансом; радиационный баланс является, таким образом, важнейшей составляющей теплового баланса. Уравнение теплового баланса земной поверхности имеет вид:
B – LE – P±G = 0 ,
где В – радиационный баланс земной поверхности, LE – затрата тепла на испарение (L –удельная теплота испарения, £ – масса испарившейся воды), Р – турбулентный теплообмен между подстилающей поверхностью и атмосферой, G – теплообмен с подстилающей поверхностью (рис. 28). Потеря тепла поверхностью на нагрев деятельного слоя днем и летом почти полностью компенсируется его поступлением обратно из глубин к поверхности ночью и зимой, поэтому средняя многолетняя годовая температура верхних слоев почвы и воды Мирового океана считается постоянной и G практически для любой поверхности можно считать равной нулю. Поэтому в многолетнем выводе годовой тепловой баланс поверхности суши и Мирового океана расходуется на испарение и теплообмен между подстилающей поверхностью и атмосферой.
Распределение теплового баланса по поверхности Земли отличается большей сложностью, чем радиационного, из-за многочисленных влияющих на него факторов: облачности, осадков, нагрева поверхности и др. На разных широтах значения теплового баланса отличаются от 0 в ту или другую сторону: в высоких широтах он отрицательный, а в низких – положительный. Недостаток тепла в северных и южных полярных областях компенсируется переносом его из тропических широт главным образом с помощью океанических течений и воздушных масс, тем самым между различными широтами земной поверхности устанавливается тепловое равновесие.
Тепловой баланс атмосферы записывается следующим образом: –B + LE + P = 0.
Очевидно, что взаимодополняющие друг друга тепловые режимы поверхности и атмосферы Земли уравновешивают друг друга: всю солнечную радиацию, поступающую на Землю (100%), уравновешивают потери радиации Земли за счет отражения (30%) и излучения (70%), поэтому в целом тепловой баланс Земли, как и радиационный, равен 0. Земля находится в лучистом и тепловом равновесии, и любое его нарушение может привести к перегреву или охлаждению нашей планеты.
Характер теплового баланса и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства процессов, происходящих в географической оболочке, и прежде всего термический режим тропосферы.
Радиационный баланс представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой поверхностью Земли.
Радиационный баланс - алгебраическая сумма потоков радиации в определённом объёме или на определённой поверхности. Говоря о радиационном балансе атмосферы или системы «Земля – атмосфера», чаще всего подразумевают радиационный баланс земной поверхности, определяющий теплообмен на нижней границе атмосферы. Он представляет собой разность между поглощённой суммарной солнечной радиацией и эффективным излучением земной поверхности.
Радиационный баланс представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой поверхностью Земли.
Радиационный баланс является важнейшим климатическим фактором, так как от его величины в сильной степени зависит распределение температуры в почве и прилегающих к ней слоях воздуха. От него зависят физические свойства масс воздуха, перемещающихся по Земле, а также интенсивность испарения и таяния снега.
Распределение годовых значений радиационного баланса на поверхности земного шара неодинаково: в тропических широтах эти значения доходят до 100... 120 ккал/(см2-год), а максимальные (до 140 ккал/(см2 год)) наблюдаются у северо-западных берегов Австралии). В пустынных и засушливых районах значения радиационного баланса ниже по сравнению с районами достаточного и избыточного увлажнения на тех же широтах. Это вызывается повышением альбедо и увеличением эффективного излучения в связи с большой сухостью воздуха и малой облачностью. В умеренных широтах значения радиационного баланса быстро уменьшаются по мере возрастания широты вследствие убывания суммарной радиации.
В среднем за год суммы радиационного баланса для всей поверхности земного шара оказываются положительными, за исключением районов с постоянным ледяным покровом (Антарктика, центральная часть Гренландии и др.).
Энергия, измеряемая величиной радиационного баланса, частично затрачивается на испарение, частично передается воздуху и, наконец, некоторое количество энергии уходит в почву и идет на ее нагревание. Таким образом, общий приход-расход тепла для поверхности Земли, называемый тепловым балансом, можно представить в виде следующего уравнения:
Здесь В - радиационный баланс, М - поток тепла между поверхностью Земли и атмосферой, V - затрата тепла на испарение (или выделение тепла при конденсации), Т - теплообмен между поверхностью почвы и глубинными слоями.
Рисунок 16 – Воздействие солнечной радиации на поверхность Земли
В среднем за год почва практически отдает тепла в воздух столько же, сколько и получает, поэтому в годовых выводах теплооборот в почве равен нулю. Затраты тепла на испарение распределяются на поверхности земного шара весьма неравномерно. На океанах они зависят от количества солнечной энергии, поступающей на поверхность океана, а также от характера океанических течений. Теплые течения увеличивают расход тепла на испарение, холодные же уменьшают его. На материках затраты тепла на испарение определяются не только количеством солнечной радиации, но и запасами влаги, содержащейся в почве. При недостатке влаги, вызывающем сокращение испарения, затраты тепла на испарение снижаются. Поэтому в пустынях и полупустынях они значительно уменьшаются.
Практически единственным источником энергии для всех физических процессов, развивающихся в атмосфере, является солнечная радиация. Главная особенность радиационного режима атмосферы т. н. парниковый эффект: атмосфера слабо поглощает коротковолновую солнечную радиацию (большая её часть достигает земной поверхности), но задерживает длинноволновое (целиком инфракрасное) тепловое излучение земной поверхности, что значительно уменьшает теплоотдачу Земли в космическое пространство и повышает её температуру.
Приходящая в атмосферу солнечная радиация частично поглощается в атмосфере главным образом водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями и рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности атмосферы. Вследствие рассеяния лучистой энергии Солнца в атмосфере наблюдается не только прямая солнечная, но и рассеянная радиация, в совокупности они составляют суммарную радиацию. Достигая земной поверхности, суммарная радиация частично отражается от неё. Величина отражённой радиации определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо. За счёт поглощённой радиации земная поверхность нагревается и становится источником собственного длинноволнового излучения, направленного к атмосфере. В свою очередь, атмосфера также излучает длинноволновую радиацию, направленную к земной поверхности (т. н. противоизлучение атмосферы) ив мировое пространство (т. н. уходящее излучение). Рациональный теплообмен между земной поверхностью и атмосферы определяется эффективным излучением - разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением атмосферы. Разность между коротковолновой радиацией, поглощённой земной поверхностью, и эффективным излучением называется радиационным балансом.
Преобразования энергии солнечной радиации после её поглощения на земной поверхности и в атмосфере составляют тепловой баланс Земли. Главный источник тепла для атмосферы земная поверхность, поглощающая основную долю солнечной радиации. Поскольку поглощение солнечной радиации в атмосфере меньше потери тепла из атмосферы в мировое пространство длинноволновым излучением, то радиационный расход тепла восполняется притоком тепла к атмосфере от земной поверхности в форме турбулентного теплообмена и приходом тепла в результате конденсации водяного пара в атмосфере. Так как итоговая величина конденсации во всей атмосфере равна количеству выпадающих осадков, а также величине испарения с земной поверхности, приход конденсационного тепла в атмосфере численно равен затрате тепла на испарение на поверхности Земли.
