Солнечная радиация и тепловой баланс. Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы Понятие о термобарическом поле Земли

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.

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.

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее. Выражается уравнением:

где R - радиационный баланс земной поверхности; P - турбулентный поток тепла между земной поверхностью и атмосферой; LE - затрата тепла на испарение; В - поток тепла от земной поверхности в глубь почвы или воды или обратно. Соотношение компонентов баланса изменяется во времени в зависимости от свойств подстилающей поверхности и географические широты места. Характер теплового баланса земной поверхности и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов. Данные о тепловом балансе земной поверхности играют большую роль в изучении изменений климата, географических зональности, термического режима организмов.

Экологический энциклопедический словарь. - Кишинев: Главная редакция Молдавской советской энциклопедии . И.И. Дедю . 1989 .

• ТЕПЛОВОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ
• ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС СИСТЕМЫ ЗЕМЛЯ-АТМОСФЕРА

Смотреть что такое "ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ" в других словарях:

тепловой баланс земной поверхности - Алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих к земной поверхности и излучаемых ею … Словарь по географии

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… …

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС - земной поверхности алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее. Выражается уравнением: R + P + LE + B=0, где R радиационный баланс земной поверхности; P турбулентный поток тепла между земной… … Экологический словарь

I Тепловой баланс сопоставление прихода и расхода (полезно использованной и потерянной) теплоты в различных тепловых процессах (См. Тепловой процесс). В технике Т. б. используется для анализа тепловых процессов, осуществляющихся в паровых … Большая советская энциклопедия

Большой Энциклопедический словарь

Сопоставление прихода и расхода тепловой энергии при анализе тепловых процессов. Составляется как при изучении природных процессов (тепловой баланс атмосферы, океана, земной поверхности и Земли в целом и др.), так и в технике в различных тепловых … Энциклопедический словарь

Сопоставление прихода и расхода тепловой энергии при анализе тепловых процессов. Составляется как при изучении природных процессов (Т. б. атмосферы, океана, земной поверхности и Земли в целом и др.), так и в технике в разл. тепловых устройствах… … Естествознание. Энциклопедический словарь

- (франц. balance, от balancer качать). 1) равновесие. 2) в бухгалтерии сведение счетов по приходу и расходу сумм для выяснения положения дела. 3) результат сравнения ввозной и вывозной торговли какой либо страны. Словарь иностранных слов, вошедших … Словарь иностранных слов русского языка

Атмосферы и подстилающей поверхности, сумма прихода и расхода лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой атмосферой и подстилающей поверхностью (См. Подстилающая поверхность). Для атмосферы Р. б. состоит из приходной части поглощённой… … Большая советская энциклопедия

Земля (от общеславянского зем пол, низ), третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, астрономический знак Å или, ♀. I. Введение З. занимает пятое место по размеру и массе среди больших планет, но из планет т. н. земной группы, в… … Большая советская энциклопедия

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.

Поглощая лучистую энергию Солнца, Земля сама становится источником излучения. Однако радиация Солнца и радиация Земли существенно различны. Прямая, рассеянная и отраженная радиация Солнца имеет длину волн, заключающуюся в интервале от 0,17 до 2-4 мк, и называется коротковолновой радиацией. Нагретая поверхность земли в соответствии со своей температурой излучает радиацию в основном в интервале длин волн от 2-4 до 40 мк и называется длинноволновой. Вообще говоря, как радиация Солнца, так и радиация Земли имеют волны всех длин. Но основная часть энергии (99,9%) заключается в указанном интервале длин волн. Различие в длине волн радиации Солнца и Земли играет большую роль в тепловом режиме поверхности земли.

Таким образом, нагреваясь лучами Солнца, наша планета сама становится источником излучения. Испускаемые земной поверхностью длинноволновые, или тепловые, лучи, направленные снизу вверх, в зависимости от длины волны или беспрепятственно уходят через атмосферу, или задерживаются ею. Установлено, что излучение волн длиной 9-12 мк свободно уходит в межзвездное пространство, вследствие чего поверхность земли теряет некоторую часть своего тепла.

Для решения задачи теплового баланса земной поверхности и атмосферы следовало определить, какое количество солнечной энергии поступает в различные районы Земли и какое количество этой энергии преобразуется в другие виды.

Попытки рассчитать количество поступающей солнечной энергии на земную поверхность относятся к середине XIX века, после того как были созданы первые актинометрические приборы. Однако только в 40-х годах XX века началась широкая разработка задачи изучения теплового баланса. Этому способствовало широкое развитие актинометрической сети станций в послевоенные годы, особенно в период подготовки к Международному Геофизическому Году. Только в СССР число актинометрических станций к началу МГГ достигло 200. При этом значительно расширился объем наблюдений на этих станциях. Кроме измерения коротковолновой радиации Солнца, определялся радиационный баланс земной поверхности, т. е. разность между поглощенной коротковолновой радиацией и длинноволновым эффективным излучением подстилающей поверхности. На ряде актинометрических станций были организованы наблюдения за температурой и влажностью воздуха на высотах. Это позволило произвести вычисления затрат тепла на испарение и турбулентный теплообмен.

Помимо систематических актинометрических наблюдений, ведущихся на сети наземных актинометрических станций по однотипной программе, в последние годы проводятся экспериментальные работы по исследованию радиационных потоков в свободной атмосфере. С этой целью на ряде станций с помощью специальных радиозондов производятся систематические измерения баланса длинноволновой радиации на различных высотах в тропосфере. Эти наблюдения, а также данные о потоках радиации в свободной атмосфере, полученные с помощью свободных аэростатов, самолетов, геофизических ракет и искусственных спутников Земли, позволили изучить режим составляющих теплового баланса.

Используя материалы экспериментальных исследований и широко применяя расчетные методы, сотрудниками Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова Т. Г. Берлянд, Н. А. Ефимовой, Л. И. Зубенок, Л. А. Строкиной, К. Я. Винниковым и другими под руководством М. И. Будыко в начале 50-х годов впервые была построена серия карт составляющих теплового баланса для всего земного шара. Эта серия карт вначале была опубликована в 1955 г. В изданном Атласе содержались карты суммарного распределения солнечной радиации, радиационного баланса, затраты тепла на испарение и турбулентный теплообмен в среднем за каждый месяц и год. В последующие годы, в связи с получением новых данных, особенно за период МГГ, были уточнены данные составляющих теплового баланса и построена новая серия карт, которые были изданы в 1963 г.

Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы, учитывая приток и отдачу тепла для системы Земля - атмосфера, отражает закон сохранения энергии. Чтобы составить уравнение теплового баланса Земля - атмосфера, следует учесть все тепло - получаемое и расходуемое,- с одной стороны, всей Землей вместе с атмосферой, а с другой - отдельно подстилающей поверхностью земли (вместе с гидросферой и литосферой) и атмосферой. Поглощая лучистую энергию Солнца, земная поверхность часть этой энергии теряет через излучение. Остальная часть расходуется на нагревание этой поверхности и нижних слоев атмосферы, а также на испарение. Нагревание подстилающей поверхности сопровождается теплоотдачей в почву, а если почва влажная, то одновременно происходит затрата тепла и на испарение почвенной влаги.

Таким образом, тепловой баланс Земли в целом складывается из четырех составляющих.

Радиационный баланс ( R ). Он определяется разностью между количеством поглощенной коротковолновой радиации Солнца и длинноволновым эффективным излучением.

Теплообмен в почве, характеризующий процесс теплопередачи между поверхностными и более глубокими слоями почвы (А). Этот теплообмен зависит от теплоемкости и теплопроводности почвы.

Турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой (Р). Он определяется количеством тепла, которое подстилающая поверхность получает или отдает атмосфере в зависимости от соотношения между температурами подстилающей поверхности и атмосферы.

Тепло, затрачиваемое на испарение ( LE ). Оно определяется произведением скрытой теплоты парообразования ( L ) на испарение (Е).

Эти составляющие теплового баланса связаны между собою следующим соотношением:

R = A + P + LE

Расчеты составляющих теплового баланса позволяют определить, как преобразуется на поверхности земли и в атмосфере приходящая солнечная энергия. В средних и высоких широтах приток солнечной радиации летом положителен, зимой отрицателен. Согласно вычислениям южнее 39° с. ш. баланс лучистой энергии положителен в течение всего года, На широте около 50° на Европейской территории СССР баланс положителен с марта по ноябрь и отрицателен в течение трех зимних месяцев. На широте 80° положительный радиационный баланс наблюдается лишь в период май - август.

В соответствии с расчетами теплового баланса Земли суммарная солнечная радиация, поглощенная поверхностью земли в целом, составляет 43% от солнечной радиации, приходящей на внешнюю границу атмосферы. Эффективное излучение с земной поверхности равно 15% этой величины, радиационный баланс - 28%, затрата тепла на испарение - 23% и турбулентная теплоотдача - 5%.

Рассмотрим теперь некоторые результаты расчета составляющих теплового баланса для системы Земля - атмосфера. Здесь приведены четыре карты: суммарной радиации за год, радиационного баланса, затраты тепла на испарение и затраты тепла на нагревание воздуха путем турбулентного теплообмена, заимствованные из Атласа теплового баланса земного шара (под ред. М. И. Будыко). Из карты, изображенной на рисунке 10, следует, что наибольшие годовые величины суммарной радиации приходятся на засушливые зоны Земли. В частности, в Сахарской и Аравийской пустынях суммарная радиация за год превышает 200 ккал/см 2 , а в высоких широтах обоих полушарий она не превышает 60-80 ккал/см 2 .

На рисунке 11 приведена карта радиационного баланса. Легко видеть, что в высоких и средних широтах радиационный баланс возрастает в сторону низких широт, что связано с увеличением суммарной и поглощенной радиации. Интересно отметить, что, в отличие от изолиний суммарной радиации, изолинии радиационного баланса при переходе с океанов на материки разрываются, что связано с различием альбедо и эффективного излучения. Последние меньше для водной поверхности, поэтому радиационный баланс океанов превышает радиационный баланс материков.

Наименьшие годовые суммы (около 60 ккал/см 2) характерны для районов, где преобладает облачность, как и в сухих областях, где высокие значения альбедо и эффективного излучения уменьшают радиационный баланс. Наибольшие годовые суммы радиационного баланса (80-90 ккал/см 2) характерны для малооблачных, но сравнительно влажных тропических лесов и саванн, где приход радиации хотя и значителен, однако альбедо и эффективное излучение больше, чем в пустынных районах Земли.

Распределение годовых величин испарения представлено на рисунке 12. Затрата тепла на испарение, равная произведению величины испарения на скрытую теплоту парообразования (L Е), определяется в основном величиной испарения, так как скрытая теплота парообразования в естественных условиях меняется в небольших пределах и в среднем равна 600 кал на грамм испаряющейся воды.

Как следует из приведенного рисунка, испарение с суши в основном зависит от запасов тепла и влаги. Поэтому максимальные годовые суммы испарения с поверхности суши (до 1000 мм) имеют место в тропических широтах, где значительные тепловые

ресурсы сочетаются с большим увлажнением. Однако океаны являются наиболее важными источниками испарения. Максимальные величины его здесь достигают 2500-3000 мм. При этом наибольшее испарение происходит в районах со сравнительно высокими значениями температуры поверхностных вод, в частности в зонах теплых течений (Гольфстрим, Куро-Сиво и др.). Наоборот, в зонах холодных течений величины испарения небольшие. В средних широтах существует годовой ход испарения. При этом, в отличие от суши, максимальное испарение на океанах наблюдается в холодное время года, когда сочетаются большие вертикальные градиенты влажности воздуха с повышенными скоростями ветра.

Турбулентный теплообмен подстилающей поверхности с атмосферой зависит от радиационных условий и условий увлажнения. Поэтому наибольшая турбулентная передача тепла осуществляется в тех районах суши, где сочетается большой приток радиации с сухостью воздуха. Как видно из карты годовых величин турбулентного теплообмена (рис. 13), это зоны пустынь, где величина его достигает 60 ккал/см 2 . Малы величины турбулентного теплообмена в высоких широтах обоих полушарий, а также, на океанах. Максимумы годовых величин можно обнаружить в зоне теплых морских течений (более 30 ккал/см 2 год), где создаются большие разности температур между водой и воздухом. Поэтому наибольшая теплоотдача на океанах происходит в холодную часть года.

Тепловой баланс атмосферы определяется поглощением коротковолновой и корпускулярной радиации Солнца, длинноволнового излучения, лучистым и турбулентным теплообменом, адвекцией тепла, адиабатическими процессами и др. Данные о приходе и расходе солнечного тепла используются метеорологами для объяснения сложной циркуляции атмосферы и гидросферы, тепло- и влагооборота и многих других процессов и явлений, происходящих в воздушной и водной оболочках Земли.

— Источник—

Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.

Post Views: 1 223