Тепловий баланс земної поверхні і атмосфери

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

Таким чином, нагріваючись променями Сонця, наша планета сама стає джерелом випромінювання. 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 мк вільно йде у міжзоряний простір, внаслідок чого поверхня землі втрачає деяку частину свого тепла.

Для вирішення задачі теплового балансу земної поверхні і атмосфери було визначити, яка кількість сонячної енергії, що надходить у різні райони Землі і яке кількість цієї енергії перетворюється в інші види.

Спроби розрахувати кількість надходить сонячної енергії на земну поверхню відносяться до середини XIX століття, після того як були створені перші актинометрические прилади. Однак тільки в 40-х роках XX століття почалася широка розробка завдання вивчення теплового балансу. Цьому сприяло широке розвиток актинометрической мережі станцій у післявоєнні роки, особливо в період підготовки до Міжнародного Геофізичного Року. Тільки в СРСР число актинометрических станцій до початку МГГ досягла 200. При цьому значно розширився обсяг спостережень на цих станціях. Крім вимірювання короткохвильової радіації Сонця, визначався радіаційний баланс земної поверхні, тобто різниця між поглинутою короткохвильової радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням підстилаючої поверхні. На ряді актинометрических станцій були організовані спостереження за температурою і вологістю повітря на висотах. Це дозволило здійснити обчислення витрат тепла на випаровування і турбулентний теплообмін.

Крім систематичних актинометрических спостережень, що ведуться на мережі наземних актинометрических станцій за однотипною програмі, в останні роки проводяться експериментальні роботи по дослідженню радіаційних потоків у вільній атмосфері. З цією метою на ряді станцій з допомогою спеціальних радіозондів проводяться систематичні вимірювання балансу довгохвильової радіації на різних висотах в тропосфері. Ці спостереження, а також дані про потоки радіації в вільній атмосфері, отримані з допомогою вільних аеростатів, літаків, геофізичних ракет і штучних супутників Землі, дозволили вивчити режим складових теплового балансу.

Використовуючи матеріали експериментальних досліджень і широко застосовуючи розрахункові методи, співробітниками Головної геофізичної обсерваторії ім. А. В. Воєйкова Т. Р. Берлянд, Н. А. Єфімової, К. І. Зубенок, Л. А. Строкиной, К. Я. Вінниковим та іншими під керівництвом М. І. Будыко 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, у зв’язку з отриманням нових даних, особливо за період МГГ, були уточнені дані складових теплового балансу і побудована нова серія карт, які були видані в 1963 р.

Тепловий баланс земної поверхні та 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 підстильною поверхнею землі (разом з гідросферою та літосферою) і атмосферою. Поглинаючи променисту енергію Сонця, земна поверхня частина цієї енергії втрачає через випромінювання. Решта витрачається на нагрівання цієї поверхні і нижніх шарів атмосфери, а також на випаровування. Нагрівання підстилаючої поверхні супроводжується тепловіддачею в грунт, а якщо ґрунт вологий, то одночасно відбувається витрата тепла на випаровування ґрунтової вологи.

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

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

Теплообмін у грунті, що характеризує процес теплопередачі між поверхневими і більш глибокими шарами ґрунту (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 залежно від співвідношення між температурами підстилаючої поверхні та атмосфери.

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

Ці складові теплового балансу пов’язані між собою наступним 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 від’ємний. Згідно обчислень на південь від 39° с. ш. баланс променистої енергії позитивний протягом усього року, На широті близько 50° на Європейській території СРСР баланс позитивний з березня по листопад і негативний протягом трьох зимових місяців. На широті 80° позитивний радіаційний баланс спостерігається лише в період травень — серпень.

Згідно з розрахунками теплового балансу Землі сумарна сонячна радіація, поглинена поверхнею землі в цілому, становить 43% від сонячної радіації, що приходить на зовнішню межу атмосфери. Ефективне випромінювання 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 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. Будыко). З карти, зображеної на малюнку 10, випливає, що найбільші річні величини сумарної радіації припадають на засушливі зони Землі. Зокрема, в Сахарской і Аравійській пустелях сумарна радіація за рік перевищує 200 ккал/см2, а у високих широтах обох півкуль вона не перевищує 60-80 ккал/см2.

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 відмінністю альбедо та ефективного випромінювання. Останні менше для водної поверхні, тому радіаційний баланс океанів перевищує радіаційний баланс материків.

Найменші річні суми (близько 60 ккал/см2) характерні для районів, де переважає хмарність, як і у сухих областях, де високі значення альбедо та ефективного випромінювання зменшують радіаційний баланс. Найбільші річні суми радіаційного балансу (80-90 ккал/см2) характерні для малооблачных, але порівняно вологих тропічних лісів і саван, де прихід радіації хоч і значний, однак альбедо і ефективне випромінювання більше, ніж у пустельних районах Землі.

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

Як випливає з приведеного малюнка, 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 значеннями температури поверхневих вод, зокрема в зонах теплих течій (Гольфстрім, Коро-Сиво та ін). Навпаки, в зонах холодних течій величини випаровування невеликі. У середніх широтах існує річний хід випаровування. При цьому, на відміну від суші, максимальне випаровування на океанах спостерігається в холодну пору року, коли поєднуються великі вертикальні градієнти вологості повітря з підвищеними швидкостями вітру.

Турбулентний теплообмін підстилаючої 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/см2. Малі величини турбулентного теплообміну у високих широтах обох півкуль, а також, на океанах. Максимуми річних величин можна виявити в зоні теплих морських течій (більше 30 ккал/см2год), 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, адиабатическими процесами та ін. Дані про прихід і витрату сонячного тепла використовуються метеорологами для пояснення складної циркуляції атмосфери і гідросфери, тепло – і вологообороту і багатьох інших процесів і явищ, що відбуваються у повітряній і водній оболонках Землі.

ПОДІЛИТИСЯ: