6 лет назад
Нету коментариев

Тепловой баланс. Как уже говорилось выше, радиационный бюджет земной поверхности в среднем равен 3,16-109 Дж/м2 в год. Эта радиация усваивается земной поверхностью — превращается в теплоту и частично расходуется на фотосинтез. Теплота передается в глубь почвогрунтов или водной толщи и в воздух, затрачивается на испарение, почвообразовательные процессы и выветривание горных пород. Наблюдается равенство между приходом энергии (радиационным бюджетом R) и расходом, которое можно записать в виде уравнения теплового баланса земной поверхности:

R=LE+P±B+Ф+С

где R — радиационный бюджет, LE — теплота, затраченная на испарение, Р — вертикальный турбулентный тепловой поток, В — теплообмен с нижележащими слоями (почвогрунты или водная толща), Ф — расход энергии на фотосинтез, С — расход энергии на почвообразование и выветривание.

Расход энергии на фотосинтез и почвообразовательные процессы составляет менее 1 % бюджета радиации, поэтому они не оказывают сколько-нибудь существенного влияния на тепловой режим земной поверхности и их при анализе переноса теплоты обычно не учитывают. Однако в аспекте геологического времени энергию, затраченную на фотосинтез, почвообразование и выветривание, необходимо учитывать, поскольку эти виды энергии обладают важным свойством — способностью накапливаться. За сотни миллионов лет в географической оболочке накопились запасы энергии в виде каменного угля, торфа, горючих сланцев и других форм органического вещества (более 11-1014 Дж/м2), которые широко используются человечеством и представляют важнейшую часть энергетического баланса. Поток энергии в почву и в глубь океана в среднем многолетнем для всей поверхности Земли равен нулю, поскольку накопление теплоты в теплое время года компенсируется ее расходом в холодное время года.

Более 99 % годового радиационного бюджета затрачивается на испарение (на таяние снегов и льдов) и турбулентный тепловой поток в воздух. Соотношение между этими статьями бюджета на суше зависит главным образом от увлажнения поверхности: в аридных районах большая часть энергии расходуется на нагревание атмосферы, в районах с хорошим увлажнением — на испарение (рис. III. 2). В целом на суше затраты тепловой энергии на испарение несколько превосходят энергию, расходуемую на нагревание воздуха. На океанах затраты на испарение везде больше турбулентной передачи теплоты. В среднем соотношение между ними составляет примерно 9:1. Для земной поверхности в целом из 3,16-109 Дж/(м2-год) на испарение расходуется 2,62-109Дж/(м2-год), на турбулентный перенос — 0,54-109 Дж/(м2-год).

Структура теплового баланса некоторых типов ландшафтов

Структура теплового баланса некоторых типов ландшафтов

Внутри географической оболочки происходит горизонтальное перераспределение тепла воздушными массами в явном и скрытом (перешедшего в скрытую форму при испарении и выделяющегося при конденсации) виде и океаническими течениями. Этот перенос, имеет сложное пространственное распределение соответственно траекториям воздушных и водных потоков. Однако результирующий перенос направлен из низких широт в высокие и с океанов на материки.

С учетом горизонтального перераспределения тепла в уравнение теплового баланса океанической поверхности необходимо ввести величину горизонтального перераспределения. В результате для участка океанической поверхности уравнение теплового баланса приобретает вид

R = LE + P± А

где А — величина перераспределения тепла океаническими течениями. Горизонтальное перераспределение тепла атмосферной циркуляцией автоматически учитывается в уравнении теплового баланса земной поверхности через величину длинноволнового излучения атмосферы, входящую в уравнение радиационного баланса, и турбулентного теплового потока. Картина перераспределения тепла океаническими течениями довольно сложна. Но в среднем океанические течения переносят тепло из экваториальных и тропических широт, где водная поверхность поглощает энергию атмосферы, в более высокие широты, где происходит передача энергии атмосфере (рис. III.3).

Годовой тепловой баланс океана

Годовой тепловой баланс океана

Радиационный бюджет атмосферы на всех широтах отрицателен, что свидетельствует о том, что атмосфера излучает энергии больше, чем получает радиационным путем. Разность компенсируется приходом теплоты при конденсации водяного пара и за счет турбулентного теплообмена.

Существенное значение для теплового режима имеет теплообмен между материками и океанами. Наблюдаются большие различия в характере поглощения и распространения теплоты в глубину в почвогрунтах и воде. Океан и вообще водоемы слабо нагреваются с поверхности летом. Теплота перераспределяется в них на глубину несколько сотен метров. Суша обладает малой теплопроводностью, поэтому нагревается в основном в слое от нескольких десятков сантиметров до нескольких метров. Так как в почвогрунтах за теплый период накапливается мало тепловой энергии (около О,1X109 Дж/м2), в холодное время года, когда поступление солнечной радиации существенно снижается, поверхность суши быстро охлаждается. Океан за теплый сезон накапливает от 1,3-109 до 2,5Х109 Дж/м2. Это большая величина, если учесть, что она составляет в среднем более половины годового радиационного бюджета. Благодаря большому запасу тепловой энергии, океан зимой охлаждается медленнее, чем суша.

Различия в нагревании суши и океана летом и зимой обусловливают характер обмена теплотой между ними: зимой океан отдает часть теплоты суше, летом — суша океану.

Происходит перераспределение тепловой энергии и между широтами. Воздушные массы и океанические течения в среднем переносят теплоту из низких широт в высокие (рис. III.3 и III.4), поэтому в низких широтах поглощенная радиация земной поверхностью и атмосферой (т. е. системой Земля — атмосфера) превышает уходящее длинноволновое излучение в космическое пространство, в средних и высоких — наоборот (рис. III. 4).

Главные особенности переноса энергии в системе земная поверхность-атмосфера

Главные особенности переноса энергии в системе земная поверхность-атмосфера

Распределение температуры. Распределение на земной поверхности и в атмосфере основных компонентов радиационного и теплового баланса определяет главные закономерности распределения температуры — одного из важнейших термодинамических параметров.

Средняя температура земной поверхности около 15°С. Наиболее высокая температура наблюдается на так называемом термическом экваторе — воображаемой линии (в отличие от географического экватора эта линия волнистая), проходящей в северном полушарии примерно по широте 5° на океанах и 10° — на суше. Смещение термического экватора к северу от географического связано с тем, что северное полушарие теплее южного на 2° С. Более низкие температуры южного полушария объясняются охлаждающим действием Антарктиды, поверхность которой отражает 60 % солнечной радиации, и более значительной облачностью. Температура воздуха над океаном выше, чем над сушей, что особенно заметно в умеренных и субполярных широтах.

Распределение температуры осложняется влиянием океанических течений и атмосферной циркуляции. Действие океанических течений хорошо заметно при анализе распределения изотерм. Изотермы в тропических широтах отклоняются в восточных частях океанов в сторону экватора (см. Физико-географический атлас мира, с. 26—27, 30—31). Отклонение обусловлено переносом в этом направлении симметрично расположенных по обе стороны от экватора холодных течений: Канарского, Калифорнийского, Бенгельского, Западноавстралийского, Перуанского. В умеренных и субполярных широтах в восточных частях океана изотермы отклоняются в сторону полюсов. Причина такого отклонения — перенос тепла в этом направлении Североатлантическим течением и течением Куросио (в южном полушарии нет меридиональных течений на соответствующей широте).

На распределение температуры на земной поверхности влияет также рельеф. С повышением местности температура в горах понижается на 0,5—0,6° С на каждые100 м. Вследствие этого в горах на определенной высоте появляются условия для образования ледников.

Существенной характеристикой температурного режима являются годовые и суточные колебания температуры. Годовая амплитуда температуры над поверхностью океана значительно меньше, чем над сушей. Это связано с поглощением океаном большого количества теплоты. В летнее время избыток поступившей теплоты передается в более глубокие слои, а зимой эта часть теплоты возвращается к поверхности. По этой же причине суточная амплитуда температуры над океаном меньше, чем над сушей.

Годовая амплитуда температуры у земной поверхности увеличивается в сторону полюсов, что связано с более резко выраженной изменчивостью поступления солнечной радиации в течение года в высоких широтах. Однако самые значительные годовые амплитуды характерны для северо-востока Азии (Якутия), где широтный фактор усиливается влиянием материка, сильно нагревающегося летом и сильно охлаждающегося зимой (континентальный тип климата). В связи с преобладанием суши в северном полушарии годовая амплитуда температур здесь в целом примерно в два раза больше, чем в южном.

Существенное значение для процессов в географической оболочке имеет распределение температуры в океане (рис. III. 5). Наблюдается в общем двухслойная стратификация вод: теплый слой, охватывающий несколько верхних сот метров (за исключением высоких широт), и холодный, охватывающий основную массу воды в океане (в том числе поверхностные воды в субполярных и полярных районах). Глубинные воды океана имеют температуру от 1 до 2,5°С, а средняя температура Мирового океана 4°С, т. е. Мировой океан в среднем холодный, поэтому усиление вертикального обмена в океане, возникающее через определенные промежутки времени, приводит к снижению температуры на поверхности океана и на всей земной поверхности. Соответственно ослабление вертикальной циркуляции в океанах способствует повышению температуры поверхностных вод и в целом температуры географической оболочки. Обнаружен 1800-летний период климатических колебаний, связанный с периодичностью в гравитационном взаимодействии Земли, Луны и Солнца и с соответствующей перестройкой системы вертикальной циркуляции в океане.

Вертикальное распределение температуры в Тихом океане

Вертикальное распределение температуры в Тихом океане