Студопедия — Радиационный и тепловой баланс земной поверхности, атмосферы и Земли в целом
Студопедия Главная Случайная страница Обратная связь

Разделы: Автомобили Астрономия Биология География Дом и сад Другие языки Другое Информатика История Культура Литература Логика Математика Медицина Металлургия Механика Образование Охрана труда Педагогика Политика Право Психология Религия Риторика Социология Спорт Строительство Технология Туризм Физика Философия Финансы Химия Черчение Экология Экономика Электроника

Радиационный и тепловой баланс земной поверхности, атмосферы и Земли в целом







Разность между поглощенной солнечной ра­диацией и эффективным излучением составля­ет радиационный баланс, или остаточную


радиацию земной поверхности (B). Радиа­ционный баланс, осредненный для всей по­верхности Земли, можно записать в виде фор-




Длинноволновая уходящая земная и атмосферная радиация 70%

Приходящая коротковолновая радиация 100%

Коротковолновая радиация: отраженная и рассеянная в космос 30%

Уходящая радиация —70%

А = 30%

 


 


мулы B=Q(1–A) – Еэф или В=Q–Rk Еэф.На рисунке 24 показано приблизительное про­центное соотношение различных видов радиа­ции, участвующих в радиационном и тепловом балансе. Очевидно, что поверхность Земли по­глощает 47 % от всей поступившей на плане­ту радиации, а эффективное излучение состав­ляет 18 %. Таким образом, радиационный ба­ланс, осредненный для поверхности всей Земли, положительный и составляет 29 %.

Распределение радиационного баланса по земной поверхности отличается значительной сложностью. Познание закономерностей это­го распределения исключительно важно, по­скольку под влиянием остаточной радиации формируется температурный режим подстила­ющей поверхности и тропосферы и в целом климат Земли. Анализ карт радиационного ба­ланса земной поверхности за год (рис. 25) приводит к следующим выводам.


Рис. 24. Схема радиационного и теплового балансов зем­ной поверхности (по К. Я. Кондратьеву)

Годовая сумма радиационного баланса по­верхности Земли почти повсюду положитель­на, за исключением ледяных плато Антаркти­ды и Гренландии. Его годовые величины зо­нально и закономерно уменьшаются от экватора к полюсам в соответствии с главным фактором — суммарной радиацией. Причем разница величин радиационного баланса меж­ду экватором и полюсами значительнее раз­ности величин суммарной радиации. Поэтому зональность радиационного баланса выраже­на весьма ярко.

Следующая закономерность радиационного баланса — возрастание его при переходе с суши на Океан с разрывами и смешениями изолиний вдоль берега. Эта особенность луч­ше выражена в экваториально-тропических



широтах и постепенно сглаживается к поляр­ным. Больший радиационный баланс над океа­нами объясняется меньшим альбедо воды, осо­бенно в экваториально-тропических широтах, и пониженным эффективным излучением вследствие более низкой температуры поверх­ности Океана и значительного влагосодержа-ния воздуха и облачности. Вследствие повы­шенных величин радиационного баланса и большой площади Океана на планете (71 %) именно ему принадлежит ведущая роль в теп­ловом режиме Земли. А разница в радиаци­онном балансе океанов и материков обуслов­ливает их постоянное и глубокое взаимовли­яние друг на друга на всех широтах.

Сезонные изменения радиационного ба­ланса в экваториально-тропических широтах невелики (рис. 26, 27). Следствием этого яв­ляются небольшие колебания температуры в течение года. Поэтому сезоны года определя­ются там не ходом температур, а годовым ре­жимом осадков. Во внетропических широтах происходят качественные изменения ради­ационного баланса от положительных до

Рис. 25. Радиационный баланс земной поверхности за год [МДж/(м2xгод)] (по С. П. Хромову и М. А. Петросян-

цу)


отрицательных значений в течение года. Летом на обширных пространствах умерен­ных и частично высоких широт величины ра­диационного баланса значительны (например, в июне на суше у Северного полярного кру­га они такие же, как в тропических пустынях) и колебания его по широтам сравнительно невелики. Это отражается на температурном режиме и соответственно на ослаблении междуширотной циркуляции в этот период. Зимой на больших просторах радиационный баланс отрицательный: линия нулевого радиа­ционного баланса самого холодного месяца проходит над сушей примерно вдоль 40° ши­роты, над океанами — вдоль 45°. Различная термобарическая обстановка приводит зимой к активизации атмосферных процессов в умеренных и субтропических широтных зо­нах. Отрицательный радиационный баланс зимой в умеренных и полярных широтах от­части компенсируется притоком тепла с воз­душными и водными массами из экваториаль­но-тропических широт. В отличие от низких широт в умеренных и высоких широтах сезо­ны года обусловлены прежде всего термиче­скими условиями, зависящими от радиацион­ного баланса.



 



40;>120_ 100 к западу от Гринвича Оквост

куот Гринвича 120 140 160 180 160-6° 14

 


 


В горах всех широт распределение радиа­ционного баланса усложнено влиянием высо­ты, продолжительностью снежного покрова, инсоляционной экспозицией склонов, облач­ностью и пр. В целом, несмотря на повышен­ные величины суммарной радиации в горах, радиационный баланс там меньше за счет аль­бедо снега и льда, увеличения доли эффек­тивного излучения и иных факторов.

Атмосфера Земли имеет свой собственный радиационный баланс. Приход радиации в ат­мосферу осуществляется за счет поглощения как коротковолновой солнечной радиации, так и длинноволнового земного излучения. Расхо­дуется радиация атмосферой при встречном из­лучении, которое полностью компенсируется земным излучением, и за счет уходящей ра­диации. По расчетам специалистов, радиаци­онный баланс атмосферы отрицательный (-29 %).

В целом радиационный баланс поверхнос­ти и атмосферы Земли равен 0, т. е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия. Однако избыток радиации на поверхности Зем­ли и недостаток ее в атмосфере заставляют задать вопрос: почему же при избытке ради­ации поверхность Земли не испепеляется, а


Рис. 26. Радиационный баланс земной поверхности за июнь [в 102 МДж/(м2xмес.)]

атмосфера при ее недостатке не замерзает до температуры абсолютного нуля? Дело в том, что между поверхностью Земли и атмосферой (как и между поверхностью и глубинными сло­ями Земли и воды) существуют нерадиацион­ные способы передачи тепла. Первый — это молекулярная теплопроводность и турбулент­ный теплообмен (Р), в процессе которых осу­ществляется нагрев атмосферы и перераспре­деление в ней тепла по вертикали и по гори­зонтали. Нагреваются также глубинные слои земли и воды. Второй — активный теплооб­мен, который происходит при переходе воды из одного фазового состояния в другое: при испарении тепло поглощается, а при конден­сации и сублимации водяного пара происхо­дит выделение скрытой теплоты парообразо­вания (LЕ).

Именно нерадиационные способы переда­чи тепла уравновешивают радиационные ба­лансы земной поверхности и атмосферы, при­водя и тот и другой к нулю и не допуская пе­регрева поверхности и переохлаждения атмосферы Земли. Земная поверхность теря­ет 24% радиации в результате испарения во-




180 ^160 ^140^^120, 100 к западу от Гринвича Ок ~^ с^^Х

 


 


Рис. 27. Радиационный баланс земной поверхности за де­кабрь [в 1СГ МДж/(м2Хмес.)]


ш

о.

С„

ды (а атмосфера соответственно столько же получает за счет последующей конденсации и сублимации водяного пара в виде облаков и

Рис. 28. Составляющие теплового баланса земной по­верхности в дневное время суток (по С. П. Хромову)


туманов) и 5% радиации при нагреве атмо­сферы от земной поверхности. В сумме это составляет те самые 29% радиации, которые избыточны на земной поверхности и которых недостает атмосфере.

Алгебраическая сумма всех приходов и рас­ходов тепла на земной поверхности и в атмо­сфере называется тепловым балансом; ра­диационный баланс является, таким образом, важнейшей составляющей теплового баланса. Уравнение теплового баланса земной поверх­ности имеет вид: В—LЕ—Р+G = 0, где В — радиационный баланс земной поверхности, — затрата тепла на испарение (L – удель­ная теплота испарения, Е — масса испарив­шейся воды), Р — турбулентный теплообмен между подстилающей поверхностью и атмо­сферой, G — теплообмен с подстилающей по­верхностью (рис. 28). Потеря тепла поверх­ностью на нагрев деятельного слоя днем и ле­том почти полностью компенсируется его поступлением обратно из глубин к поверхно­сти ночью и зимой, поэтому средняя много­летняя годовая температура верхних слоев поч­вы и воды Мирового океана считается посто­янной и G практически для любой поверхности можно считать равной нулю. Поэтому в мно-



голетнем выводе годовой тепловой баланс по­верхности суши и Мирового океана расходу­ется на испарение и теплообмен между под­стилающей поверхностью и атмосферой.

Распределение теплового баланса по по­верхности Земли отличается большей слож­ностью, чем радиационного, из-за многочис­ленных влияющих на него факторов: облач­ности, осадков, нагрева поверхности и др. На разных широтах значения теплового баланса отличаются от 0 в ту или другую сторону: в высоких широтах он отрицательный, а в низ­ких — положительный. Недостаток тепла в северных и южных полярных областях ком­пенсируется переносом его из тропических ши­рот главным образом с помощью океаничес­ких течений и воздушных масс, тем самым между различными широтами земной поверх­ности устанавливается тепловое равновесие.


Тепловой баланс атмосферы записывается следующим образом: – В+LЕ+Р=0.

Очевидно, что взаимодополняющие друг друга тепловые режимы поверхности и атмо­сферы Земли уравновешивают друг друга: всю солнечную радиацию, поступающую на Землю (100 %), уравновешивают потери радиации Земли за счет отражения (30 %) и излучения (70 %), поэтому в целом тепловой баланс Зем­ли, как и радиационный, равен 0. Земля находится в лучистом и тепловом равнове­сии, и любое его нарушение может привести к перегреву или охлаждению нашей пла­неты.

Характер теплового баланса и его энерге­тический уровень определяют особенности и интенсивность большинства процессов, про­исходящих в географической оболочке, и преж­де всего термический режим тропосферы.


 

 


 

 

 








Дата добавления: 2015-10-15; просмотров: 2293. Нарушение авторских прав; Мы поможем в написании вашей работы!



Композиция из абстрактных геометрических фигур Данная композиция состоит из линий, штриховки, абстрактных геометрических форм...

Важнейшие способы обработки и анализа рядов динамики Не во всех случаях эмпирические данные рядов динамики позволяют определить тенденцию изменения явления во времени...

ТЕОРЕТИЧЕСКАЯ МЕХАНИКА Статика является частью теоретической механики, изучающей условия, при ко­торых тело находится под действием заданной системы сил...

Теория усилителей. Схема Основная масса современных аналоговых и аналого-цифровых электронных устройств выполняется на специализированных микросхемах...

Принципы, критерии и методы оценки и аттестации персонала   Аттестация персонала является одной их важнейших функций управления персоналом...

Пункты решения командира взвода на организацию боя. уяснение полученной задачи; оценка обстановки; принятие решения; проведение рекогносцировки; отдача боевого приказа; организация взаимодействия...

Что такое пропорции? Это соотношение частей целого между собой. Что может являться частями в образе или в луке...

Понятие массовых мероприятий, их виды Под массовыми мероприятиями следует понимать совокупность действий или явлений социальной жизни с участием большого количества граждан...

Тактика действий нарядов полиции по предупреждению и пресечению правонарушений при проведении массовых мероприятий К особенностям проведения массовых мероприятий и факторам, влияющим на охрану общественного порядка и обеспечение общественной безопасности, можно отнести значительное количество субъектов, принимающих участие в их подготовке и проведении...

Тактические действия нарядов полиции по предупреждению и пресечению групповых нарушений общественного порядка и массовых беспорядков В целях предупреждения разрастания групповых нарушений общественного порядка (далееГНОП) в массовые беспорядки подразделения (наряды) полиции осуществляют следующие мероприятия...

Studopedia.info - Студопедия - 2014-2024 год . (0.013 сек.) русская версия | украинская версия