Цеплавы баланс зямной паверхні

Вышэй гаварылася, што радыяцыйны баланс характарызуе прыход і расход кароткахвалевага і доўгахвалевага электрамагнітнага выпраменьвання, інакш, радыяцыйны баланс уключае радыяцыйныя патокі сонечнай энергіі. Пры дадатным радыяцыйным балансе падсцілаючая паверхня награецца, а пры адмоўным – ахалоджваецца. Паміж падсцілаючай паверхняй і прылеглымі слаямі атмасферы, глебы і вады адбываецца нерадыяцыйны цеплаабмен за кошт малекулярнай і турбулентнай цеплаправоднасці.

Расход і прыход цяпла нерадыяцыйным шляхам звязваецца ўраўненнем цеплавога (энергетычнага) баланса зямной паверхні (рыс. 4.9):

±B = ±LE ±P ±A ±F, (4.11)

 

Рыс. 4.9. Складаючыя цеплавога балансу зямной паверхні днём

дзе В – радыяцыйны баланс зямной паверхні; LE – цяпло, якое затрачваецца на выпарэнне вады або выдзяляецца пры кандэнсацыі; Е – слой выпарэння; L – удзельная цеплата параўтварэння (кандэнсацыі) – скрытая цеплата (2,47 кДж/г); Р – паступленне цяпла ў атмасферу ці вяртанне яго да зямной паверхні шляхам турбулентнага цеплаабмену;

А – цеплаабмен паміж зямной паверхняй і ніжэйляжачымі слаямі глебы ці вады; F – біялагічны цеплаабмен (засваенне цяпла ў працэсе фотасінтэза або выдзяленне цяпла пры дэструкцыі біямасы).

 

Цеплавы баланс адлюстроўвае энергетычнае ўзаемадзеянне атмасферы з гідрасферай і зямной паверхняй. Ад структуры (суадносін) складаючых цеплавога баланса залежаць тэмпературны рэжым, умовы ўвільгатнення, характар прыроднага ландшафту. Акрамя таго, цеплавы баланс вызначае занальнасць клімату і прыродных умоў, а таксама першасную біялагічную прадуктыўнасць геасістэм.

Ураўненне цеплавога баланса выкарыстоўваецца для вывучэння фізікі памежнага слою атмасферы і верхняга слою глебы, а таксама для ацэнкі змяненняў клімата, якія адбываюцца пад уздзеяннем антрапагенных фактараў.

На біялягічны цеплаабмен F прадуцэнтамі спажываецца менш 1 % радыяцыйнага баланса. Гэта велічыня знаходзіцца ў межах дакладнасці разлікаў і звычайна не прымаецца на ўвагу. Цеплаабмен у глебах і вадаёмах А за шматгадовы перыяд роўны нулю, таму што верхнія слаі на працягу года ў роўнай колькасці атрымліваюць і вяртаюць цяпло ў атмасферу. У выніку гэтых разваг ураўненне цеплавога балансу прынімае выгляд:

В= LE+Р (4.12)

Разгледзім галоўныя члены ўраўнення цеплавога баланса LE і Р, якія адлюстроўваюць фізіка-геаграфічныя і кліматычныя ўмовы на Зямлі.

4.19.1. Затраты цяпла на выпарэнне. У сярэднім шматгадовым значэнні на ўсёй Зямлі 75 % радыяцыйнага баланса расходуецца на выпарэнне вады, якая кандэнсіруецца ў атмасферы і вызваляе скрытае цяпло параўтварэння. Велічыня выпарэння і расходы энергіі на гэты працэс залежаць ад шэрагу фактараў. Да іх адносяцца ўвільготненасць падсцілаючай паверхні, хуткасць ветру, вільготнасць і стратыфікацыя прыземнага слою паветра.

Выпарэнне вады з падсцілаючай паверхні адбываецца ў тых выпадках, калі пругкасць вадзяной пары з вышынёй памяншаецца. У такім выпадку затраты цяпла LE на выпарэнне дадатныя. Цяпло ўходзіць у атмасферу ў скрытай форме. Наадварот, калі ўтрыманне вадзяной пары з вышынёй расце, працякае кандэнсацыя вадзяной пары, якая суправаджаецца вылучэннем цеплаты і прадуктаў кандэнсацыі на падсцілаючай паверхні, а LE набывае адмоўны знак.

На рыс. 4.10 прыведзены дадзеныя затрат цяпла на выпарэнне вільгаці за год. Звяртае на сябе ўвагу тое, што велічыня выпарэння істотна адрозніваецца паміж мацерыкамі і акіянамі. Так, над акіянамі цяпла радыяцыйнага баланса на выпарэнне затрачваецца ў 3 – 5 разоў больш, чым над мацерыкамі. Максімальная колькасць цяпла радыяцыйнага баланса на выпарэнне расходуецца ў трапічных шыротах. У пазатрапічных шыротах гэта колькасць цяпла паступова памяншаецца з шыратой, набываючы азанальныя асаблівасці размеркавання. Асноўнай прычынай парушэння занальнасці выпарэння над акіянамі з’яўляецца размеркаванне цёплых і халодных марскіх цячэнняў. Натуральна, што цёплыя цячэнні ўздоўж усходніх узбярэжжаў спрыяюць выпарэнню і расходам цяпла на аго, а халодныя, наадварот, перашкаджаюць. Над цёплымі вобласцямі якіяна ўсталёўваецца няўстойлівая стратыфікацыя, а таксама вялікі вертыкальны градыент пругкасці вадзяной пары, што інтэнсіфіцыруе выпарэнне і патрабуе вялікіх затрат цяпла. Над халоднымі вобласцямі акіянаў уздоўж заходніх узбярэжжаў выпарэнне і затраты цяпла на яго рэзка памяншаюцца.

Над акіянамі ў экватарыяльным поясе выпарэнне аказваецца значна менш, чым у трапічных паясах. Гэта тлумачыцца тым, што ў экватарыяльным поясе невялікія вертыкальныя градыенты пругкасці вадзяной пары.

Азанальны характар выпарэння над мацерыкамі вызначаецца ступенню ўвільготненасці тэрыторыі і рэсурсамі цяпла. Над трапічнымі пустынямі з-за недахопу вільгаці затраты цяпла на выпарэнне невялікія і складаюць 5·10²– 6·10² МДж/м², а над акіянамі яны на парадак больш. У той жа час у экватарыяльных вільготных лясах затраты цяпла на выпарэнне складаюць 20·10²– 25·10² МДж/м². Ва ўмераных і высокіх шыротах над мацерыкамі, дзе сказваецца дэфіцыт цяпла і вільгаці, затраты на выпарэнне змяншаюцца да 5·10²– 10·10² МДж/м².

4.19.2. Затраты цяпла на турбулентны цеплаабмен. Турбулентны цеплаабмен атмасферы вызначаецца вертыкальнымі градыентамі тэмпературы, ад якіх залежыць інтэнсіўнасць патока цяпла ад зямной паверхні ў атмасферу і наадварот. Як вядома, ад велічыні і палярнасці (знака) вертыкальнага градыента залежыць стратыфікацыя атмасферы і звязанае з ёй турбулентнае перамешванне паветра (гл. пункт 3.10). Калі стратыфікацыя няўстойлівая (γ > γ_а), турбулентны цеплаабмен дадатны і накіраваны ў атмасферу, а падсцілаючая паверхня губляе цяпло. Пры абыякавай стратыфікацыі (γ = γ_а) турбулентны паток цяпла роўны нулю. Калі стратыфікацыя ўстойлівая (γ < γ_а), то турбулентны цеплаабмен набывае адмоўнае значэнне, гэта значыць, што паток цяпла накіраваны з атмасферы да зямной паверхні.

На турбулентны перанос цяпла ад зямной паверхні ў атмасферу ў сярэднім за год расходуецца 25 % радыяцыйнага баланса (рыс. 4.11). Дадзеныя рыс. 4.11 сведчаць аб тым, што ўсе кантыненты, акрамя Антарктыды, у сярэднім за год з’яўляюцца крыніцай цяпла для атмасферы – турбулентны цеплаабмен дадатны. Над халоднымі паверхнямі акіянаў узнікае адмоўны цеплаабмен, што азначае, што цяпло ў такіх месцах паступае з атмасферы да паверхні акіянаў. Па гэтай прычыне турбулентны цеплаабмен на мацерыках змяняе сваю палярнасць (знак) ад зімы да лета і, наадварот.

Летам мацерыкі маюць дадатны знак турбулентнага цеплаабмену. Аднак яго інтэнсіўнасць моцна залежыць ад увільгатнення тэрыторыі. Найбольшых значэнняў турбулентны цеплаабмен дасягае ў трапічных пустынях (15·10² –25·10² МДж/м²). У вільготных экватарыяльных лясах, дзе вялікія затраты цяпла на выпарэнне, на турбулентны цеплаабмен застаецца толькі 5·10² –10·10² МДж/м².

Зімой на мацерыках вышэй 40º пн. і пд. ш. усталёўваецца адмоўны радыяцыйны баланс, што надае турбулентнаму цеплаабмену таксама адмоўны знак. Гэта значыць, што паток цяпла накіраваны з атмасферы да зямной паверхні.

Над акіянамі турбулентны абмен цяплом узрастае ад экватара да палюсоў, а над кантынентамі, наадварот, памяншаецца.