Тепловой баланс земной поверхности и системы земля-тропосфера. Радиационный и тепловой балансы Смотреть что такое "тепловой баланс земной поверхности" в других словарях

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.

Понятие о термобарическом поле Земли

Сезонные колебания радиационного баланса

Сезонные колебания радиационного режима Земли в целом соответствуют изменениям облучения северного и южного полушарий при годовом обращении Земли вокруг Солнца.

В экваториальном поясе сезонных колебаний солнечного тепла нет: и в декабре, и в июле радиационный баланс равен 6-8 ккал/см 2 на суше и 10-12 ккал/см 2 на море в месяц.

В тропических поясах уже достаточно отчетливо выражены сезонные колебания. В Северном полушарии – в Северной Африке, Южной Азии и Центральной Америке – в декабре радиационный баланс равен 2-4 ккал/см 2 , а в июне 6-8 ккал/см 2 в месяц. Такая же картина наблюдается и в Южном полушарии: радиационный баланс выше в декабре (лето), ниже в июне (зима).

Во всем умеренном поясе в декабре к северу от субтропиков (нулевая линия баланса проходит через Францию, Среднюю Азию и остров Хоккайдо) баланс отрицательный. В июне даже близ полярного круга радиационный баланс равен 8 ккал/см 2 в месяц. Наибольшая амплитуда радиационного баланса свойственна материковому Северному полушарию.

Тепловой режим тропосферы определяется как поступлением солнечного тепла, так и динамикой воздушных масс, осуществляющей адвекцию тепла и холода. С другой стороны, само движение воздуха вызывается температурным градиентом (падением температуры на единицу расстояния) между экваториальными и полярными широтами и между океанами и материками. В результате этих сложных динамических процессов сформировалось термобарическое поле Земли. Оба его элемента – температура и давление – настолько взаимосвязаны, что это в географии принято говорить о едином термобарическом поле Земли.

Тепло, получаемое земной поверхностью, преобразуется и перераспределяется атмосферой и гидросферой. Тепло расходуется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен и на перераспределение тепла между сушей и океаном.

Наибольшее количество тепла расходуется на испарение воды с океанов и материков. В тропических широтах океанов на испарение затрачивается примерно 100-120 ккал/см 2 в год, а в акваториях с теплыми течениями до 140 ккал/см 2 в год, что соответствует испарению слоя воды в 2 м мощностью. В экваториальном поясе на испарение затрачивается значительно меньше энергии, то есть примерно 60 ккал/см 2 в год; это равносильно испарению однометрового слоя воды.

На материках максимальные затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным климатом. В тропических широтах суши расположены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах затраты тепла на испарение в океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97 % всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен около 20 % солнечной радиации.

Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования. Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и движении воздушных масс.

Максимальное для всей тропосферы количество тепла от конденсации водяного пара получают экваториальные широты - примерно 100-140 ккал/см 2 в год. Это объясняется поступлением сюда огромного количества влаги, приносимой пассатами из тропических акваторий, и поднятием воздуха над экватором. В сухих тропических широтах количество скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: менее 10 ккал/см 2 в год в материковых пустынях и около 20 ккал/см 2 в год над океанами. Решающую роль в тепловом и динамическом режиме атмосферы играет вода.

Радиационное тепло поступает в атмосферe также через турбулентный теплообмен воздуха. Воздух – плохой проводник тепла, поэтому молекулярная теплопроводность может обеспечить нагрев только незначительного (единицы метров) нижнего слоя атмосферы. Тропосфера нагревается путем турбулентного, струйного, вихревого перемешивания: воздух нижнего, прилегающего к земле слоя, нагревается, струями поднимается, на его место опускается верхний холодный воздух, который тоже нагревается. Таким образом тепло быстро передается от почвы воздуху, от одного слоя к другому.

Турбулентный поток тепла больше над материками и меньше над океанами. Максимального значения он достигает в тропических пустынях, до 60 ккал/см 2 в год, в экваториальной и субтропических зонах снижается до 30-20 ккал/см 2 , а в умеренных – 20-10 ккал/см 2 в год. На большей площади океанов вода отдает атмосфере около 5 ккал/см 2 в год, и только в субполярных широтах воздух от Гольфстрима и Куросиво получает тепла до 20-30 ккал/см 2 в год.

В отличие от скрытой теплоты парообразования турбулентный поток атмосферой удерживается слабо. Над пустынями он передается вверх и рассеивается, поэтому пустынные зоны и выступают как области охлаждения атмосферы.

Тепловой режим континентов в связи с их географическим положением различен. Затраты тепла на испарение на северных материках определяется их положением в умеренном поясе; в Африке и Австралии – аридностью их значительных площадей. На всех океанах огромная доля тепла затрачивается на испарение. Затем часть этого тепла переносится на материки и утепляет климат высоких широт.

Анализ теплообмена между поверхностью материков и океанов позволяет сделать следующие выводы:

1. В экваториальных широтах обоих полушарий атмосфера получает от нагретых океанов тепла до 40 ккал/см 2 в год.

2. От материковых тропических пустынь тепла в атмосферу практически не поступает.

3. Линия нулевого баланса проходит по субтропикам, близ 40 0 широты.

4. В умеренных широтах расход тепла излучением больше поглощенной радиации; это значит, что климатическая температура воздуха умеренных широт определяется не солнечным, а адвективным (принесенным из низких широт) теплом.

5. Радиационный баланс Земля-Атмосфера диссиметричен относительно плоскости экватора: в полярных широтах северного полушария он достигает 60, а в соответствующих южных – только 20 ккал/см 2 в год; тепло переносится в северное полушарие интенсивнее, чем в южное, приблизительно в 3 раза. Балансом системы Земля-атмосфера определяется температура воздуха.

8.16.Нагревание и охлаждение атмосферы в процессе взаимодействия системы «океан-атмосфера-материки»

Поглощение солнечных лучей воздухом дает не более 0,1 0 С тепла нижнему километровому слою тропосферы. Непосредственно от Солнца атмосфера получает не более 1/3 тепла, а 2/3 она усваивает от земной поверхности и, прежде всего, от гидросферы, которая передает ей тепло через водяной пар, испарившийся с поверхности водной оболочки.

Солнечный лучи, прошедшие через газовую оболочку планеты, в большинстве мест земной поверхности встречают воду: на океанах, в водоемах и болотах суши, во влажной почве и в листве растений. Тепловая энергия солнечной радиации расходуется прежде всего на испарение. Количество тепла, затрачиваемое на единицу испаряющейся воды, называется скрытой теплотой парообразования. При конденсации пара теплота парообразования поступает в воздух и нагревает его.

Усвоение солнечного тепла водоемами отличается от нагревания суши. Теплоемкость воды примерно в 2 раза больше, чем почвы. При одинаковом количестве тепла вода нагревается вдвое слабее, чем почвы. При охлаждении соотношение обратное. Если на теплую океанскую поверхность проникает холодная воздушная масса, то тепло проникает в слой до 5 км. Прогревание тропосферы обязано скрытой теплоте парообразования.

Турбулентное перемешивание воздуха (беспорядочное, неравномерное, хаотическое) создает конвекционные токи, интенсивность и направление которых зависят от характера местности и общепланетарной циркуляции воздушных масс.

Понятие об адиабатическом процессе. Важная роль в тепловом режиме воздуха принадлежит адиабатическому процессу.

Понятие об адиабатическом процессе. Важнейшая роль в тепловом режиме атмосферы принадлежит адиабатическому процессу. Адиабатическое нагревание и охлаждение воздуха происходит в одной массе, без обмена теплом с другими средами.

При опускании воздуха из верхних или средних слоев тропосферы или по склонам гор он из разряженных слоев поступает в более плотные, молекулы газа сближаются, их соударения усиливаются и кинетическая энергия движения молекул воздуха переходит в тепловую. Воздух нагревается, не получая тепло ни от других воздушных масс, ни от земной поверхности. Адиабатическое нагревание происходит, например, в тропическом поясе, над пустынями и над океанами в этих же широтах. Адиабатическое нагревание воздуха сопровождается его иссушением (что является главной причиной образования пустынь в тропическом поясе).

В восходящих токах воздух адиабатически охлаждается. Из плотной нижней тропосферы он поднимается в разряженную среднюю и верхнюю. При этом плотность его уменьшается, молекулы одна от другой удаляются, сталкиваются реже, тепловая энергия, полученная воздухом от нагретой поверхности, переходит в кинетическую, тратится на механическую работу на расширение газа. Этим объясняется охлаждение воздуха при поднятии.

Сухой воздух адиабатически охлаждается на 1 0 С на 100 м подъема, это – адиабатический процесс. Однако природный воздух содержит водяной пар, при конденсации которого выделяется тепло. Поэтому фактически температура падает на 0,6 0 С на 100 м (или на 6 0 С на 1 км высоты). Это влажно-адиабатический процесс.

При опускании и сухой и влажный воздух нагреваются одинаково, поскольку при этом конденсации влаги не происходит и скрытая теплота парообразования не выделяется.

Наиболее отчетливо типичные черты теплового режима суши проявляются в пустынях: большая доля солнечной радиации отражается от светлой их поверхности, тепло не расходуется на испарение, и идет на нагревание сухих горных пород. От них днем воздух нагревается до высоких температур. В сухом воздухе тепло не задерживается и беспрепятственно излучается в верхнюю атмосферу и межпланетное пространство. Пустыни для атмосферы в планетарном масштабе также служат окнами охлаждения.

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%.

Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов. Это необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры в нижних слоях атмосферы, прежде всего, определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.

Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх - в атмосферу и вниз - в почву или в воду.

Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности.

Чтобы написать это уравнение, во-первых, объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в радиационный баланс.

Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности обозначим Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды назовем А. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности обозначим LE, где L - удельная теплота испарения и Е - масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.

Можно еще сказать, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла (рис. 5.1).

Уравнение (1) действительно для любого промежутка времени, в том числе и для многолетнего периода.

Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды (в так называемом деятельном слое). Температура этого слоя, а стало быть, и температура земной поверхности при этом возрастают. Напротив, при передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит прежде всего из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.

От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем почти столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все же за летние сутки тепла уходит вниз несколько больше, чем приходит снизу. Поэтому слои почвы и воды, а стало быть, и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения прихода - расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало.

Тепловой баланс Земли - соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля - атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является Солнечная радиация, поэтому распределение и соотношение составляющих тепловой баланс характеризуют её преобразования в этих оболочках.

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

Уравнение тепловой баланс земной поверхности:

R + P + F0 + LE = 0. (15)

представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В этой формуле:

R - радиационный баланс, разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности.

Р - поток тепла, возникающий между подстилающей поверхностью и атмосферой;

F0 - поток тепла наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы;

LE - расход тепла на испарение, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L тепловой баланс

В число этих потоков входит Радиационный баланс (или остаточная радиация) R - разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как температура земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. 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 теплообмен, как правило, имеет в большей или меньшей степени турбулентный характер. Поток тепла F0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный интервал времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное значение в тепловом балансе земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение 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 скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу.

Уравнение тепловой баланс атмосферы имеет вид:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

где ΔW - величине изменения теплосодержания внутри вертикальной стенки атмосферного столба.

Тепловой баланс атмосферы слагается из её радиационного баланса Ra; прихода или расхода тепла Lr при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г - сумма 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 того, в уравнение тепловой баланс атмосферы входит член ΔW, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.

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

Средние широтные величины составляющих тепловой баланс земной поверхности для океанов, суши и Земли и тепловой баланс атмосферы приведены в таблицах, где величины членов тепловой баланс 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 они близки к нулю.

Для Земли как планеты, вместе с атмосферой, схема тепловой баланс представлена на рис. На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см 2 в год, из которых около 1/3 отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см 2 в год поглощает Земля

Теплообмен самопроизвольный необратимый процесс переноса теплоты в пространстве, обусловленный неоднородным полем температуры. В общем случае перенос теплоты может также вызываться неоднородностью полей других физически величин, например разностью концентраций (диффузионный термоэффект). Различают три вида теплообмена: теплопроводность, конвекция и лучистый теплообмен (на практике теплообмена обычно осуществляется всеми 3 видами сразу). Теплообмен определяет или сопровождает многие процессы в природе (например, ход эволюции звёзд и планет, метеорологические процессы на поверхности Земли и т. д.). в технике и в быту. Во многих случаях, например при исследовании процессов сушки, испарительного охлаждения, диффузии, теплообмен рассматривается совместно с массообменом. Теплообмена между двумя теплоносителями через разделяющую их твёрдую стенку или через поверхность раздела между ними называется теплопередачей.

Теплопроводность один из видов переноса теплоты (энергии теплового движения микрочастиц) от более нагретых частей тела к менее нагретым, приводящий к выравниванию температуры. При теплопроводности перенос энергии в теле осуществляется в результате непосредственной передачи энергии от частиц (молекул, атомов, электронов), обладающих большей энергией, частицам с меньшей энергией. Если относительное изменение температуры теплопроводности на расстоянии средней длины свободного пробега частиц l мало, то выполняется основной закон теплопроводности (закон Фурье): плотность теплового потока q пропорциональна Градиенту температуры grad T, то есть (17)

где λ - коэффициент теплопроводности, или просто теплопроводность, не зависит от grad T [λ зависит от агрегатного состояния вещества (см. табл.), его атомно-молекулярного строения, температуры и давления, состава (в случае смеси или раствора).

Знак минус в правой части уравнения указывает, что направление теплового потока и температурного градиента взаимно противоположны.

Отношение величины Q к площади сечения F называется удельным тепловым потоком или тепловой нагрузкой и обозначается буквой q.

(18)

Значения коэффициента теплопроводности λ для некоторых газов, жидкостей и твёрдых тел при атмосферном давлении 760 мм ртутного столба выбирается из таблиц.

Теплопередача. Теплообмен между двумя теплоносителями через разделяющую их твёрдую стенку или через поверхность раздела между ними. Теплопередача включает в себя теплоотдачу от более горячей жидкости к стенке, Теплопроводность в стенке, теплоотдачу от стенки к более холодной подвижной среде. Интенсивность передачи теплоты при теплопередача характеризуется коэффициентом теплопередачи k, численно равным количеству теплоты, которое передаётся через единицу поверхности стенки в единицу времени при разности температур между жидкостями в 1 К; размерность k - вт/(м2․К) [ккал/м2․°С)]. Величина R, обратная коэффициенту теплопередача, называется полным термическим сопротивлением теплопередача. Например, R однослойной стенки

,

где α1 и α2 - коэффициенты теплоотдачи от горячей жидкости к поверхности стенки и от поверхности стенки к холодной жидкости; δ - толщина стенки; λ- коэффициент теплопроводности. В большинстве встречающихся на практике случаев коэффициент теплопередача определяется опытным путём. При этом полученные результаты обрабатываются методами подобия теории

Лучистый теплообмен - радиационный теплообмен, осуществляется в результате процессов превращения внутренней энергии вещества в энергию излучения, переноса энергии излучения и её поглощения веществом. Протекание процессов лучистый теплообмен определяется взаимным расположением в пространстве тел, обменивающихся теплом, свойствами среды, разделяющей эти тела. Существенное отличие лучистый теплообмен от других видов теплообмена (теплопроводности, конвективного теплообмена) заключается в том, что он может протекать и при отсутствии материальной среды, разделяющей поверхности теплообмена, так как осуществляется в результате распространения электромагнитного излучения.

Лучистая энергия, падающая в процессе лучистого теплообмена на поверхность непрозрачного тела и характеризующаяся значением потока падающего излучения Qпад, частично поглощается телом, а частично отражается от его поверхности (см. рис.).

Поток поглощённого излучения Qпогл определяется соотношением:

Qпогл = А Qпад, (20)

где А - поглощательная способность тела. В связи с тем, что для непрозрачного тела

Qпад = Qпогл + Qoтр, (21)

где Qoтр - поток отражённого от поверхности тела излучения, эта последняя величина равна:

Qoтр = (1 - А) Qпад, (22)

где 1 - А = R - отражательная способность тела. Если поглощательная способность тела равна 1, а следовательно, его отражательная способность равна 0, то есть тело поглощает всю падающую на него энергию, то оно называется абсолютно чёрным телом Любое тело, температура которого отлична от абсолютного нуля, испускает энергию, обусловленную нагревом тела. Это излучение называется собственным излучением тела и характеризуется потоком собственного излучения Qсоб. Собственное излучение, отнесённое к единице поверхности тела, называется плотностью потока собственного излучения, или лучеиспускательной способностью тела. Последняя в соответствии со Стефана - Больцмана законом излучения пропорциональна температуре тела в четвёртой степени. Отношение лучеиспускательной способности какого-либо тела к лучеиспускательной способности абсолютно чёрного тела при той же температуре называется степенью черноты. Для всех тел степень черноты меньше 1. Если для некоторого тела она не зависит от длины волны излучения, то такое тело называется серым. Характер распределения энергии излучения серого тела по длинам волн такой же, как у абсолютно чёрного тела, то есть описывается Планка законом излучения. Степень черноты серого тела равна его поглощательной способности.

Поверхность любого тела, входящего в систему, испускает потоки отражённого излучения Qoтр и собственного излучения Qcoб; суммарное количество энергии, уходящей с поверхности тела, называется потоком эффективного излучения Qэфф и определяется соотношением:

Qэфф = Qoтр + Qcoб. (23)

Часть поглощённой телом энергии возвращается в систему в виде собственного излучения, поэтому результат лучистый теплообмен можно представить как разность между потоками собственного и поглощённого излучения. Величина

Qpeз = Qcoб - Qпогл (24)

называется потоком результирующего излучения и показывает, какое количество энергии получает или теряет тело в единицу времени в результате лучистый теплообмен. Поток результирующего излучения можно выразить также в виде

Qpeз = Qэфф - Qпад, (25)

то есть как разность между суммарным расходом и суммарным приходом лучистой энергии на поверхности тела. Отсюда, учитывая, что

Qпад = (Qcoб - Qpeз)/ А, (26)

получим выражение, которое широко используется в расчётах лучистого теплообмена:

Задачей расчётов лучистого теплообмена является, как правило, нахождение результирующих потоков излучения на всех поверхностях, входящих в данную систему, если известны температуры и оптические характеристики всех этих поверхностей. Для решения этой задачи, помимо последнего соотношения, необходимо выяснить связь между потоком Qпад на данную поверхность и потоками Qэфф на всех поверхностях, входящих в систему лучистый теплообмен. Для нахождения этой связи используется понятие среднего углового коэффициента излучения, который показывает, какая доля полусферического (то есть испускаемого по всем направлениям в пределах полусферы) излучения некоторой поверхности, входящей в систему лучистого теплообмена, падает на данную поверхность. Таким образом, поток Qпад на какие-либо поверхности, входящие в систему лучистого теплообмена, определяется как сумма произведений Qэфф всех поверхностей (включая и данную, если она вогнутая) на соответствующие угловые коэффициенты излучения.

Лучистый теплообмен играет значительную роль в процессах теплообмена, происходящих при температурах около 1000 °С и выше. Он широко распространён в различных областях техники: в металлургии, теплоэнергетике, ядерной энергетике, ракетной технике, химической технологии, сушильной технике, гелиотехнике.

Земля получает тепло, поглощая коротковолновую солнечную радиацию в атмосфере, и особенно на земной поверхности. Солнечная радиация является практически единственным источником поступления тепла в систему «атмосфера--земля». Другие источники тепла (тепло, выделяемое при распаде радиоактивных элементов внутри Земли, гравитационное тепло и др.) в сумме дают лишь одну пятитысячную долю того тепла, которое поступает на верхнюю границу атмосферы от солнечной радиации Sо и при cоставлении уравнения теплового баланса их можно не учитывать.

Теряется тепло с уходящей в мировое пространство коротковолновой радиацией, отразившейся от атмосферы Soa и от земной поверхности SОП, и за счет эффективного излучения земной поверхностью длинноволновой радиации Еэ и излучения атмосферы Еa.

Таким образом, на верхней границе атмосферы тепловой баланс Земли как планеты складывается из лучистого (радиационного) теплообмена:

SO - Soa - Sоп - Eэ - Еa = ?Sэ, (1)

где?Sэ, изменение теплосодержания системы «атмосфера -- Земля» за период времени?т.

Рассмотрим слагаемые этого уравнения за годовой период. Поток солнечной радиации при среднем расстоянии Земли от Солнца приблизительно равен 42,6-10° Дж/(м2-год). Из этого потока на Землю поступает количество энергии, равное произведению солнечной постоянной I0 на площадь поперечного сечения Земли рR2, т.е., I0 рR2, где R -- средний радиус Земли. Под влиянием вращения Земли эта энергия распределяется по всей поверхности земного шара, равной 4рR2. Следовательно, среднее значение потока солнечной радиации на горизонтальную поверхность Земли без учета ослабления ее атмосферой составляет Iо рR2/4рR3 = Iо/4, или 0,338кВт/м2. За год на каждый квадратный метр поверхности внешней границы атмосферы в среднем поступает около 10,66- 109 Дж, или 10,66 ГДж солнечной энергии, т. е. Iо = 10,66 ГДж/(м2*год).

Рассмотрим расходную часть уравнения (1). Поступившая на внешнюю границу атмосферы солнечная радиация частично проникает в атмосферу, а частично отражается атмосферой и земной поверхностью в мировое пространство. По новейшим данным среднее альбедо Земли оценивается в 33%: оно складывается из отражения от облаков (26%) и отражения от подстилающей поверхности (7:%). Тогда отраженная облаками радиация Soa= 10,66*0,26 = 2,77 ГДж/(м2*год), земной поверхностью -- SОП = 10,66*0,07 = 0,75 ГДж/(м2*год) и в целом Земля отражает 3,52 ГДж/(м2*год).

Земная поверхность, нагретая в результате поглощения солнечной радиации, становится источником длинноволнового излучения, нагревающего атмосферу. Поверхность всякого тела, имеющего температуру выше абсолютного нуля, непрерывно излучает тепловую энергию. Не являются исключением земная поверхность и атмосфера. Согласно закону Стефана -- Больцмана интенсивность излучения зависит от температуры тела п его лучеиспускательной способности:

E = вуТ4, (2)

где Е-интенсивность излучения, или собственное излучение, Вт/м2; в -лучеиспускательная способность тела относительно абсолютно черного тела, для которого в = 1; у -- постоянная Стефана -- Больцмана, равная 5,67*10-8 Вт/(м2*К4); Т -- абсолютная температура тела.

Значения в для различных поверхностей колеблются от 0,89 (гладкая водная поверхность) до 0,99 (густая зеленая трава). В среднем для земной поверхности в принимают равным 0,95.

Абсолютные температуры земной поверхности заключены между 190 и 350 К. При таких температурах испускаемая радиация имеет длины волн 4--120 мкм и, следовательно вся она инфракрасная и не воспринимается глазом.

Собственное излучение земной поверхности - Е3, рассчитанное по формуле (2), равно 12,05 ГДж/(м2*год), что на 1,39ГДж/(м2*год), или на 13% превосходит поступившую на верхнюю границу атмосферы солнечную радиацию S0. Столь большая отдача радиации земной поверхностью приводила бы к быстрому ее охлаждению, если бы этому не препятствовал процесс поглощения солнечной и атмосферной радиации поверхностью Земли. Инфракрасная земная радиация, или собственное излучение земной поверхности, в интервале длин волн от 4,5 до 80 мкм интенсивно поглощается.водяными парами атмосферы и только в интервале 8,5 -- 11 мкм проходит сквозь атмосферу и уходит в мировое пространство. В свою очередь, водяные пары атмосферы также излучают невидимую инфракрасную радиацию, большая часть которой направлена вниз к земной поверхности, а остальная часть уходит в мировое пространство. Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением атмосферы.

Из встречного излучения атмосферы земная поверхность поглощает 95% его величины, так как по закону Кирхгофа лучеиспускательная способность тела равна его лучепоглотительной способности. Таким образом, встречное излучение атмосферы является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. Прямому определению встречное излучение атмосферы не поддается и рассчитывается косвенными методами. Поглощенное земной поверхностью встречное излучение атмосферы Eзa= 10,45 ГДж/(м2 *год). По отношению к S0 оно составляет 98%.

Встречное излучение всегда меньше земного. Поэтому земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективном излучением (Еэ):

Еэ = Ез - Езa (3)

солнечный теплообмен земной

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности. Это уходящее в космос тепло составляет 1,60 ГДж/(м2 *год), или 15% от поступившей на верхнюю границу атмосферы солнечной радиации (на рис. 9.1 стрелка Ез). В умеренных широтах земная поверхность теряет через эффективное излучение примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощенной радиации.

Излучение атмосферы носит более сложный характер, чем излучение земной поверхности. Во-первых, по закону Кирхгофа энергию излучают лишь те газы, которые ее поглощают, т. е. водяной пар, углекислый газ и озон. Во-вторых, излучение каждого из этих газов носит сложный избирательный характер. Поскольку содержание водяного пара с высотой уменьшается, то наиболее сильно излучающие слои атмосферы лежат на высотах 6 -- 10 км. Длинноволновое излучение атмосферы в мировое пространство Еa=5,54 ГДж/(м2*год), что составляет 52% от притока солнечной радиации к верхней границе атмосферы. Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы, поступающее в космос, называется уходящей радиацией ЕУ. В сумме она равна 7,14 ГДж/(м2*год), или 67% от притока солнечной радиации.

Подставляя в уравнение (1) найденные значения Sо, Sоа, Sоп, Еэ и Еа, получим - ?Sз = 0, т. е. уходящая радиация вместе с отраженной и рассеянной коротковолновой радиацией Sоз компенсируют приток солнечной радиации к Земле. Иными словами, Земля вместе с атмосферой теряет столько же радиации, сколько получает, и, следовательно, находится в состоянии радиационного равновесия.

Тепловое равновесие Земли подтверждается многолетними наблюдениями за температурой: средняя температура Земли от года к году меняется мало, а от одного многолетнего периода к другому остается почти неизменной.