Тепловий баланс землі. Велика радянська енциклопедія - тепловий баланс землі Тепловий баланс землі в цілому

Джерелом теплової і світлової енергії для Землі є сонячна радіація. Її величина залежить від широти місця, так як від екватора до полюсів кут падіння сонячних променів зменшується. Чим менше кут падіння сонячних променів, тим на велику поверхню розподіляється пучок сонячних променів однакового перетину, а отже на одиницю площі припадає менше енергії.

Завдяки тому, що протягом року Земля робить 1 оборот навколо Сонця, переміщаючись, зберігаючи постійність кута нахилу своєї осі до площини орбіти (екліптики) з'являються сезони року, характеризуються різними умовами нагріву поверхні.

21 березня і 23 вересня Сонце стоїть в зеніті під екватором (Дні рівнодення). 22 червня Сонце в зеніті над Північним тропіків, 22 грудня - над Південним. На земній поверхні виділяють пояса освітленості і теплові пояси (за середньорічною изотерме +20 о С проходить межа теплого (жаркий) пояса; між середньорічними изотермами +20 о С і изотермой +10 о С розташований помірний пояс; по изотерме +10 о С - кордону холодного пояса.

Сонячні промені проходять через прозору атмосферу, не нагріваючи її, вони досягають земної поверхні, нагрівають її, а від неї за рахунок довгохвильового випромінювання нагрівається повітря. Ступінь нагріву поверхні, а значить і повітря, залежать, перш за все, від широти місцевості, а також від 1) висоти над рівнем моря (з підйомом вгору температура повітря зменшується в середньому на 0,6ºС на 100 м .; 2) особливостей підстильної поверхні яка може бути різною за кольором і мати різне альбедо - відображає здатність гірських порід. Також різні поверхні мають різну теплоємність і тепловіддачу. Вода з-за високої теплоємності повільно нагрівається і повільно, а суша навпаки. 3) від узбереж в глиб материків кількість водяної пари в повітрі зменшується, а чим прозоріше атмосфера, тим менше розсіюється в ній сонячних променів краплями води, і більше сонячних променів досягає поверхні Землі.

Вся сукупність сонячної матерії і енергії, яка надходить на землю називається Сонячна радіація. Вона ділиться на пряму і розсіяну. пряма радіація - це сукупність прямих сонячних променів, що пронизують атмосферу при безхмарному небі. розсіяна радіація - частина радіації, розсіюються в атмосфері, промені при цьому йдуть у всіх напрямках. П + Р \u003d Сумарна радіація. Частина сумарної радіації відбита від поверхні Землі називається відображена радіація. Частина сумарної радіації поглинена поверхнею Землі - поглинена радіація. Теплова енергія, що рухається від нагрітої атмосфери до поверхні Землі, назустріч потоку тепла від Землі називається зустрічне випромінювання атмосфери.

Річна кількість сумарної сонячної радіації в ккал / см 2 рік (за Т.В. Власової).

ефективне випромінювання - величина, що виражає фактичний перехід тепла від поверхні Землі до атмосфери. Різниця між випромінюванням Землі і зустрічним випромінюванням атмосфери визначає прогрів поверхні. Від ефективного випромінювання безпосередньо залежить радіаційний баланс - результат взаємодії двох процесів приходу і витрати сонячної радіації. На величину балансу багато в чому впливає хмарність. Там де вона значна в нічний час вона перехоплює довгохвильове випромінювання Землі не даючи йому піти в космос.

Від надходження сонячної радіації безпосередньо залежать температури підстильної поверхні і приземних шарів повітря і тепловий баланс.

Тепловий баланс визначає температуру, її величину і зміна на тій поверхні, яка безпосередньо нагрівається сонячними променями. Нагріваючись, ця поверхня, передає тепло (в довгохвильовому діапазоні) як нижче лежачим верствам, так і атмосфері. Саму поверхню називають діяльної поверхнею.

Основні складові теплового балансу атмосфери і поверхні Землі як цілого

показник	Величина в%
Енергія надходить до поверхні Землі від Сонця
Радіація, яка відображається атмосферою в міжпланетний простір, в тому числі 1) відбивається хмарами 2) розсіюється
Радіація, що поглинається атмосферою, в тому числі: 1) поглинається хмарами 2) поглинається озоном 3) поглинається водяною парою
Радіація, що досягає підстильної поверхні (пряма + розсіяна)
З неї: 1) відображається підстильної поверхнею за межі атмосфери 2) поглинається поверхнею, що підстилає.
З неї: 1) ефективне випромінювання 2) турбулентний теплообмін з атмосферою 3) витрати тепла на випаровування

У добовому ході температури поверхні, сухий і позбавленою рослинності, в ясний день максимум настає після 14 годин, а мінімум - близько моменту сходу сонця. Порушувати добовий хід температури може хмарність, вологість і рослинність поверхні.

Денні максимуми температури поверхні суші можуть становити +80 о С і більше. Добові коливання досягають 40 о. Величини екстремальних значень і амплітуди температур залежать від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, характеру рослинного покриву, орієнтування схилів (експозиції).

Нагріваючись, поверхня передає тепло грунтів. На передачу тепла від шару до шару витрачається час, і моменти настання максимальних і мінімальних значень температури протягом доби запізнюється на кожні 10 см приблизно на 3 години. Чим глибше шар, тим менше тепла він отримує і тим слабкіше в ньому коливання температур. На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури грунту «загасають». Шар в якому вони припиняються називається шаром постійної добової температури.

На глибині 5 10 м в тропічних широтах і 25 м в високих широтах знаходиться шар постійної річної температури, де температура близька до середньої річної температури повітря над поверхнею.

Вода повільніше нагрівається і повільніше віддає тепло. До того ж сонячні промені можуть проникати на велику глибину, безпосередньо нагріваючи глибші шари. Перенесення тепла на глибину йде не стільки за рахунок молекулярної теплопровідності, а в більшій мірі за рахунок перемішування вод турбулентним шляхом або течіями. При охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, також супроводжується перемішуванням.

На відміну від суші добові коливання температури на поверхні океану менше. У високих широтах в середньому всього 0,1 º С, в помірних - 0,4ºС, в тропічних - 0,5ºС, Глибина проникнення цих коливань 15- 20 м.

Річні амплітуди температури на поверхні океану від 1 º в екваторіальних широтах до 10,2ºС в помірних. Річні коливання температури проникають на глибину 200- 300 м.

Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні із сушею. Максимум настає близько 15-16 годин, мінімум - через 2-3 години після сходу сонця. Річний максимум температури на поверхні океану в північній півкулі припадає на серпень, мінімум - на лютий.

Майже всі тепло атмосфера, як і земна поверхня, отримує від Сонця. До інших джерел нагріву належить тепло, що надходить з надр Землі, але воно становить лише частки відсотка від загальної кількості тепла.

Хоча сонячне випромінювання і служить єдиним джерелом тепла для земної поверхні, тепловий режим географічної оболонки є не тільки наслідком радіаційного балансу. Сонячне тепло перетворюється і перерозподіляється під впливом земних факторів, і перш за все трансформується повітряними і океанічними течіями. Вони ж, у свою чергу, обумовлені нерівномірним розподілом по широтах сонячного випромінювання. Це один з яскравих прикладів тісної глобального зв'язку і взаємодії різних компонентів в природі.

Для живої природи Землі важливе значення має перерозподіл тепла між різними широтами, а також між океанами і материками. Завдяки цьому процесу відбувається дуже складний просторовий перерозподіл тепла на поверхні Землі відповідно до переважаючих напрямків руху повітряних і океанічних течій. Однак сумарне перенесення тепла направлено, як правило, з низьких широт у високі і з океанів на континенти.

Розподіл тепла в атмосфері відбувається шляхом конвекції, теплопровідності і випромінювання. Теплова конвекція проявляється всюди на планеті, вітрів, висхідні і низхідні повітряні потоки мають повсюдне поширення. Особливо сильно конвекція виражена в тропіках.

Теплопровідність, тобто передача тепла при безпосередньому контакті атмосфери з теплою чи холодною поверхнею землі, має порівняно невелике значення, так як повітря - поганий провідник тепла. Саме це властивість знайшла широке застосування при виготовленні віконних рам з подвійними скельцями.

Надходження і витрати тепла в нижній атмосфері на різних широтах неоднакові. На північ від 38 ° с. ш. випромінюється тепла більше, ніж поглинається. Ця втрата компенсується теплими океанічними і повітряними течіями, спрямованими в помірні широти.

Процес надходження і витрачання сонячної енергії, нагрівання і охолодження всієї системи атмосфери Землі характеризується тепловим балансом. Якщо прийняти річне надходження сонячної енергії на верхню межу атмосфери за 100%, то баланс сонячної енергії буде виглядати так: відбивається від Землі і повертається назад в космічний простір 42% (ця величина характеризує альбедо Землі), причому 38% відбивається атмосферою і 4% - поверхнею землі. Решта (58%) поглинається: 14% - атмосферою і 44% - земною поверхнею. Нагріта поверхня Землі віддає назад всю поглинену нею енергію. При цьому випромінювання енергії земною поверхнею складає 20%, на нагрів повітря і випаровування вологи витрачається 24% (5,6% - на нагрівання повітря і 18,4% - на випаровування вологи).

Такі загальні характеристики теплового балансу земної кулі в цілому. Насправді для різних широтних поясів для різних поверхонь тепловий баланс буде далеко не однаковим. Так, тепловий баланс будь-якої території порушується при сході й заході, при зміні пір року, в залежності від атмосферних умов (хмарності, вологості повітря і вмісту в ньому пилу), характером поверхні (вода або суша, ліс або цибулі, сніговий покрив або оголена земля ), висоти над рівнем моря. Найбільше тепла випромінюється вночі, взимку і через розріджене чисте сухе повітря на великих висотах. Але в підсумку втрати внаслідок випромінювання компенсуються теплом, що надходить від Сонця, і на Землі в цілому переважає стан динамічної рівноваги, інакше вона розігрівалася б або, навпаки, охолоджувалася.

Температура повітря

Нагрівання атмосфери відбувається досить складним шляхом. Короткі хвилі сонячних променів в діапазоні від видимого червоного до ультрафіолетового світла перетворюються у поверхні Землі в більш довгі теплові хвилі, які пізніше, при випромінюванні їх з поверхні Землі, нагрівають атмосферу. Нижні шари атмосфери розігріваються швидше верхніх, що пояснюється зазначеним тепловим випромінюванням земної поверхні і тим, що вони мають велику щільність і насичені водяною парою.

Характерною рисою вертикального розподілу температури в тропосфері є її зниження з висотою. Середній вертикальний градієнт температури, тобто середнє зменшення, розраховане на 100 м висоти, дорівнює 0,6 ° С. Охолодження вологого повітря супроводжується конденсацією вологи. При цьому виділяється певна кількість теплоти, яка була витрачена на освіту пара. Тому при піднятті вгору вологого повітря його охолодження відбувається майже вдвічі повільніше сухе. Геотермічний коефіцієнт сухого повітря тропосфери становить в середньому 1 ° С.

Повітря, який піднімається вгору від нагрітої поверхні суші і водойм, потрапляє в зону зниженого тиску. Це дозволяє йому розширюватися, а в зв'язку з цим певну кількість теплової енергії переходить в кінетичну. Внаслідок цього процесу повітря охолоджується. Якщо при цьому воно нізвідки не отримує тепла і нікуди його не віддає, то весь описаний процес називається адіабатичним, або динамічним охолодженням. І навпаки, повітря, опускається, потрапляє в зону підвищеного тиску, воно ущільнюється повітрям, що його оточує, і механічна енергія перетворюється на теплову. Через це повітря відчуває адіабатичного нагрівання, яке становить в середньому 1 ° С на кожні 100 м опускання.

Іноді температура повітря з висотою зростає. Це явище отримало назву інверсії. Причини u "прояви різноманітні: радіаційне випромінювання Землі над льодовими покривами, проходження сильних течій теплого повітря над холодною поверхнею. Особливо характерні інверсії для гірських районів: важке холодне повітря стікає в гірські улоговини і там застоюється, витісняючи вгору більш легке тепле повітря.

Добові і річні зміни температури повітря відображає тепловий стан поверхні. У приземному шарі повітря добовий максимум встановлюється в 14-15 год, а мінімум спостерігається після сходу сонця. Найбільша добова амплітуда має місце в субтропічних широтах (30 ° С), найменша - в полярних (5 ° С). Річний хід температури залежить від широти, характеру підстильної поверхні, висоти місця над рівнем океану, рельєфу, віддаленості від океану.

У розподілі річних температур на земній поверхні виявлені певні географічні закономірності.

1. В обох півкулях середні температури знижуються в напрямку до полюсів. Однак термічний екватор - тепла паралель із середньою річною температурою 27 ° С - розташована в Північній півкулі приблизно на 15-20 ° широти. Пояснюється це тим, що суша займає тут велику площу, ніж на географічному екваторі.

2. Від екватора на північ і південь температури змінюються нерівномірно. Між екватором і 25-тій паралеллю зниження температури відбувається дуже повільно - менше двох градусів на кожні десять градусів широти. Між 25 ° і 80 ° широти в обох півкулях температури знижуються дуже швидко. Місцями це зниження перевищує 10 ° С. Далі до полюсів швидкість падіння температури знову зменшується.

3. Середні річні температури всіх паралелей Південної півкулі менше температури відповідних паралелей Північної півкулі. Середня температура повітря переважно "материкової" Північної півкулі становить в січні +8,6 ° С, в липні - +22,4 ° С; в Південній "океанічної" півкулі середня температура липня +11,3 ° С, січня - +17,5 ° С. Удвічі більше річна амплітуда коливань температури повітря в Північній півкулі пояснюється особливостями розподілу суші і моря на відповідних широтах і охолоджуючим впливом грандіозного льодового купола Антарктиди на клімат Південної півкулі.

Важливі характеристики розподілу температур повітря на Землі дають карти ізотерм. Так, на основі аналізу розподілу липневих ізотерм на земній поверхні можна сформулювати такі основні висновки.

1. У внетропических областях обох півкуль ізотерми над материками згинаються на північ відносно положення її на вікнах. У Північній півкулі це обумовлено тим, що суша нагріта сильніше, ніж море, а в Південній - зворотне співвідношення: в цей час тут суша холодніше море.

2. Над океанами липневі ізотерми відображають вплив холодних течій температури повітря. Особливо помітно це проявляється уздовж тих західних берегів Північної Америки і Африки, які омиваються холодними відповідно Каліфорнійської і Канарських океанічними течіями. У Південній півкулі ізотерми вигнуті в протилежну сторону на північ - теж під впливом холодних течій.

3. Найвищі середні температури липня спостерігаються в пустелях, розташованих на північ від екватора. Особливо жарко в цей час в Каліфорнії, Сахарі, Аравії, Ірані, внутрішніх районах Азії.

Розподіл січневих ізотерм теж має свої особливості.

1. Вигини ізотерм над океанами на північ і над сушею на південь стають ще більш рельєфно, контрастніше. Найбільше це проявляється в Північній півкулі. Сильні вигини ізотерм в сторону Північного полюса відображають збільшення теплової ролі океанічних течій Гольфстрім в Атлантичному океані і Куро-Сіо в Тихому.

2. У внетропических областях обох півкуль ізотерми над материками помітно вигнуті на південь. Це пояснюється тим, що в Північній півкулі суша холодніше, а в Південній - тепліше, ніж море.

3. Найвищі середні температури в січні бувають в пустелях тропічного поясу Південної півкулі.

4. областями найбільшого охолодження на планеті в січні, як і в липні, є Антарктида і Гренландія.

В цілому можна констатувати, що ізотерми Південної півкулі протягом всіх сезонів року мають більш прямолінійний (широтний) характер простягання. Відсутність тут істотних аномалій в ході ізотерм пояснюється значним переважанням водної поверхні над сушею. Аналіз ходу ізотерм свідчить про тісній залежності температур не тільки від величини сонячного випромінювання, але і від перерозподілу тепла океанічними і повітряними течіями.

Тепловий баланс системи Земля-атмосфера

1. Земля в цілому, атмосфера в окремо і земна поверхня знаходяться в стані теплової рівноваги, якщо розглядати умови за тривалий період (рік або, краще, ряд років). Середні температури їх з року в рік змінюються мало, а від одного багаторічного періоду до іншого залишаються майже незмінними. Звідси випливає, що приплив і віддача тепла за досить тривалий період рівні або майже рівні.

Земля отримує тепло, поглинаючи сонячну радіацію в атмосфері і особливо на земній поверхні. Втрачає вона тепло шляхом випромінювання в світовий простір довгохвильової радіації земної поверхні і атмосфери. При тепловій рівновазі Землі в цілому приплив сонячної радіації (на верхню межу атмосфери) і віддача радіації з верхньої межі атмосфери в світовий простір повинні бути рівними. Інакше кажучи, на верхній межі атмосфери має існувати променисте рівновагу, т. Е. Радіаційний баланс, рівний нулю.

Атмосфера, окремо взята, отримує і втрачає тепло, поглинаючи сонячну і земну радіацію і віддаючи свою радіацію вниз і вгору. Крім того, вона обмінюється теплом з земною поверхнею нерадіаційні шляхом. Тепло переноситься від земної поверхні в повітря або назад шляхом теплопровідності. Нарешті, тепло витрачається на випаровування води з підстильної поверхні; потім воно звільняється в атмосфері при конденсації водяної пари. Всі зазначені потоки тепла, спрямовані в атмосферу і з атмосфери, за тривалий час повинні врівноважуватися.

Мал. 37. Тепловий баланс Землі, атмосфери і земної поверхні. 1 - короткохвильова радіація, II -длінноволновая радіація, III - нерадіаційні обмін.

Нарешті, на земній поверхні врівноважуються приплив тепла внаслідок поглинання сонячної й атмосферної радіації, віддача тепла шляхом випромінювання самої земної поверхні і нерадіаційні обмін теплом між нею і атмосферою.

2. Приймемо сонячну радіацію, що входить в атмосферу, за 100 одиниць (рис. 37). З цієї кількості 23 одиниці відбиваються назад хмарами і йдуть у світовий простір, 20 одиниць поглинаються повітрям і хмарами і тим самим йдуть на нагрівання атмосфери. Ще 30 одиниць радіації розсіюються в атмосфері і з них 8 одиниць йдуть у світовий простір. 27 одиниць прямий і 22 одиниці розсіяною радіації доходять до земної поверхні. З них 25 + 20 \u003d 45 одиниць поглинаються і нагрівають верхні шари грунту і води, а 2 + 2 \u003d 4 одиниці відображаються в світовий простір.

Отже, з верхньої межі атмосфери йде назад у світовий простір 23 + 8 + 4 \u003d 35 одиниць<неиспользованной> сонячної радіації, т. е. 35% її притоки на межу атмосфери. Цю величину (35%) називають, як ми вже знаємо, альбедо Землі. Для збереження радіаційного рівноваги на верхній межі атмосфери необхідно, щоб через неї назовні йшло ще 65 одиниць довгохвильового випромінювання земної поверхні.

3. Звернемося тепер до земної поверхні. Як вже було сказано, вона поглинає 45 одиниць прямий і розсіяної сонячної радіації. Крім того, до земної поверхні спрямований потік довгохвильового випромінювання з атмосфери. Атмосфера відповідно до своїх температурних умов випромінює 157 одиниць енергії. З цих 157 одиниць 102 направлені до земної поверхні і поглинаються нею, а 55 йдуть у світовий простір. Таким чином, крім 45 одиниць короткохвильового сонячної радіації, земна поверхня поглинає ще вдвічі більшу кількість довгохвильової атмосферної радіації. Всього ж земна поверхня отримує від поглинання радіації 147 одиниць тепла.

Очевидно, що при тепловій рівновазі вона повинна стільки ж і втрачати. Шляхом власного довгохвильового випромінювання вона втрачає 117 одиниць. Ще 23 одиниці тепла витрачаються земною поверхнею при випаровуванні води. Нарешті, шляхом теплопровідності в процесі теплообміну між земною поверхнею і атмосферою поверхня втрачає 7 одиниць тепла (тепло йде від неї в атмосферу у великих кількостях, але компенсується зворотним передачею, яка тільки на 7 одиниць менше).

Всього, таким чином, земна поверхня втрачає 117 + 23 + + 7 \u003d 147 одиниць тепла, т. Е. Стільки ж, скільки отримує, поглинаючи сонячну і атмосферну радіацію.

З 117 одиниць довгохвильового випромінювання земною поверхнею 107 одиниць поглинаються атмосферою, а 10 одиниць йдуть за межі атмосфери в світовий простір.

4. Тепер зробимо підрахунок для атмосфери. Вище сказано, що вона поглинає 20 одиниць сонячної радіації, 107 одиниць земного випромінювання, 23 одиниці тепла конденсації і 7 одиниць в процесі теплообміну з земною поверхнею. Всього це складе 20 + 107 + 23 + 7 \u003d 157 одиниць енергії, т. Е. Стільки ж, скільки атмосфера сама випромінює.

Нарешті, знову звернемося до верхньої поверхні атмосфери. Через неї приходить 100 одиниць сонячної радіації і йде назад 35 одиниць відбитої і розсіяної сонячної радіації, 10 одиниць земного випромінювання і 55 одиниць атмосферного випромінювання, а всього 100 одиниць. Таким чином, і на верхній межі атмосфери існує рівновага між припливом і віддачею енергії, до того ж здесь.- тільки променевої енергії. Ніяких інших механізмів обміну тепла між Землею і світовим простором, крім радіаційних процесів, не існує.

Всі наведені цифри підраховані на основі аж ніяк не вичерпних спостережень. Тому на них не потрібно дивитися як на абсолютно точні. Вони не раз піддавалися невеликих змін, які не міняють, однак, істоти розрахунку.

5. Звернемо увагу, що атмосфера і земна поверхня, окремо взяті, випромінюють набагато більше тепла, Ніж за той же час поглинають сонячної радіації. Це може здатися незрозумілим. Але по суті справи це взаємний обмін, взаємна<перекачка> радіації. Наприклад, земна поверхня втрачає в кінцевому рахунку зовсім не 117 одиниць радіації, 102 одиниці вона отримує назад, поглинаючи зустрічну випромінювання; чиста втрата дорівнює лише 117-102 \u003d 15 одиницям. Лише 65 одиниць земної і атмосферної радіації йдуть через верхню межу атмосфери в світовий простір. Приплив 100 одиниць сонячної радіації на кордон атмосфери якраз і врівноважує чисту втрату радіації Землею шляхом відображення (35) і випромінювання (65).

Розглянемо поряд з атмосферою і термічний режим діяльного шару Землі. Діяльним шаром називають такий шар грунту або води, температура якого зазнає добові і річні коливання. Спостереження показують, що на суші добові коливання поширюються до глибини 1 - 2 м, річні - на шар в кілька десятків метрів. У морях і океанах товщина діяльного шару в десятки разів більше, ніж на суші. Зв'язок теплових режимів атмосфери і діяльного шару Землі здійснюється за допомогою, так званого рівняння теплового балансу земної поверхні. Вперше це рівняння було залучено в 1941 р для побудови теорії добового ходу температури повітря А.А. Дородніцин. У наступні роки рівняння теплового балансу широко використано багатьма дослідниками для вивчення різних властивостей приземного шару атмосфери, аж до оцінки тих змін, які відбудуться під впливом активних впливів, наприклад на крижаний покрив Арктики. Зупинимося на виводі рівняння теплового балансу земної поверхні. Сонячна радіація, яка надійшла до земної поверхні, поглинається на суші в тонкому шарі, товщину якого позначимо через (Рис. 1). Крім потоку сонячної радіації, земна поверхня отримує тепло у вигляді потоку інфрачервоної радіації від атмосфери, втрачає вона тепло шляхом власного випромінювання.

Мал. 1.

У грунті кожен з цих потоків зазнає зміна. Якщо в елементарному шарі товщиною (- глибина, яка відлічується від поверхні в глиб грунту) потік Ф змінився на dФ, то можна записати

де a - коефіцієнт поглинання, - щільність грунту. Інтегруючи останнє співвідношення в межах від до, отримуємо

де - глибина, на якій потік зменшується в е разів у порівнянні з потоком Ф (0) при. Поряд з радіацією перенесення тепла здійснюється шляхом турбулентного обміну поверхні грунту з атмосферою і молекулярного обміну з нижчого рівня шарами грунту. Під впливом турбулентного обміну грунт втрачає або отримує кількість тепла, яке дорівнює

Крім того з поверхні грунту відбувається випаровування води (або конденсація водяної пари), на яке витрачається кількість тепла

Молекулярний потік через нижню межу шару записується у вигляді

де - коефіцієнт теплопровідності ґрунту, - її питома теплоємність, - коефіцієнт молекулярної температуропроводности.

Під впливом припливу тепла змінюється температура грунту, а так само при температурах, близьких до 0, плавиться лід (або замерзає вода). На основі закону збереження енергії в вертикальному стовпі грунту товщиною можемо записати.

У рівнянні (19) перший доданок в лівій частині являє собою кількість тепла, що витрачається на зміну теплосодержания см 3 ґрунту за одиницю часу, друге кількість тепла, що йде на плавлення льоду (). У правій частині всі потоки тепла, які входять через верхню і нижню межі в шар грунту, взяті зі знаком «+», а ті, які виходять з шару, - зі знаком «-». Рівняння (19) і являє собою рівняння теплового балансу для шару грунту товщиною. В такому загалом вигляді це рівняння являє собою ні що інше, як рівняння припливу тепла, записане для шару кінцевої товщини. Витягти з нього будь-які додаткові відомості (в порівнянні з рівнянням припливу тепла) про термічному режимі повітря і грунту не представляється можливим. Однак можна вказати кілька окремих випадків рівняння теплового балансу, коли воно може бути використано в якості незалежного від диференціальних рівнянь граничної умови. У цьому випадку рівняння теплового балансу дозволяє визначити невідому температуру земної поверхні. Таким окремим випадком будуть наступні. На суші, не покритій снігом або льодом, величина, як було вже зазначено, досить мала. У той же час відношення до кожної з величин, які мають порядок довжини пробігу молекул, досить велике. Внаслідок цього рівняння для суші при відсутності процесів плавлення льоду з достатнім ступенем точності можна записати у вигляді:

Сума перших трьох доданків в рівнянні (20) є не що інше, як радіаційний баланс R земної поверхні. Таким чином, рівняння теплового балансу поверхні суші набуває вигляду:

Рівняння теплового балансу в формі (21) використовується в якості граничного умови при дослідженні термічного режиму атмосфери і грунту.

Земна поверхня, поглинаючи сонячну радіацію і нагріваючись, сама стає джерелом випромінювання тепла в атмосферу і через неї в світовий простір. Чим вище температура поверхні, тим вище випромінювання. Власне довгохвильове випромінювання Землі здебільшого затримується в тропосфері, яка при цьому нагрівається і випромінює радіацію - протівоізлученіе атмосфери. Різниця між випромінюванням земної поверхні і протівоізлученіем атмосфери називається ефективним випромінюванням.Воно показує фактичну втрату тепла поверхнею Землі і становить близько 20%.

Мал. 7.2. Схема середньорічного радіаційного і теплового балансу, (по К.Я.Кондратьева, 1992)

Атмосфера на відміну від земної поверхні більше випромінює, ніж поглинає. Дефіцит енергії компенсується приходом тепла від земної поверхні разом з водяною парою, а також за рахунок турбулентності (в процесі підйому нагрітого у земної поверхні повітря). Виникаючі між низькими і високими широтами температурні контрасти згладжуються за рахунок адвекции -перенесення тепла морськими і головним чином повітряними течіями від низьких широт до високих (рис. 7.2, права частина). Для загальгеографічних висновків важливі також ритмічні коливання радіації через зміну пір року, так як від цього залежить тепловий режим конкретної місцевості. Відбивні властивості земних покривів, теплоємність і теплопровідність середовищ ще більше ускладнюють перенесення теплової енергії і розподіл теплоенергетичних характеристик.

Рівняння теплового балансу.Кількість тепла описується рівнянням теплового балансу, яке у кожного географічного району своє. Його найважливішим компонентом є радіаційний баланс земної поверхні. Сонячна радіація витрачається на нагрівання грунту і повітря (і води), випаровування, танення снігу і льоду, фотосинтез, грунтоутворювального процеси і вивітрювання гірських порід. Оскільки для природи завжди характерно рівновагу, рівність спостерігається між приходом енергії і її витратою, що виражається рівнянням теплового балансуземної поверхні:

де R- радіаційний баланс; LE- тепло, що витрачається на випаровування води і танення снігу або льоду (L- приховане тепло випаровування або пароутворення; Е- швидкість випаровування або конденсації); А -горизонтальний перенос тепла повітряними і океанічними течіями або турбулентним потоком; Р -теплообмін земної поверхні з повітрям; В -теплообмін земної поверхні з ґрунтом і гірськими породами; F- витрата енергії на фотосинтез; З- витрата енергії на грунтоутворення і вивітрювання; Q + q- сумарна радіація; а - альбедо; I - ефективне випромінювання атмосфери.

На частку енергії, що витрачається на фотосинтез і грунтоутворення, припадає менше 1% радіаційного бюджету, тому в рівнянні ці складові часто опускаються. Однак в реальності вони можуть мати значення, оскільки ця енергія має здатність акумулюватися і перетворюватися в інші види (превратімая енергія). Малопотужний, але тривалий (сотні мільйонів років) процес накопичення превратімой енергії справив значний вплив на географічну оболонку. У ній скупчилося близько 11 × 10 14 Дж / м 2 енергії в розсіяному органічній речовині в осадових породах, а також у вигляді кам'яного вугілля, нафти, сланців.

Рівняння теплового балансу можна вивести для будь-якого географічного району і відрізка часу, враховуючи специфічність кліматичних умов і внесок компонентів (для суші, океану, районів з льодоутворення, незамерзающих і ін.).

Перенесення та гарячої води.Перенесення тепла від поверхні в атмосферу відбувається трьома шляхами: теплове випромінювання, нагрівання або охолодження повітря при контакті із сушею, випаровування води. Водяна пара, піднімаючись в атмосферу, конденсуються і утворюють хмари або випадають у вигляді опадів, а що виділяється при цьому тепло надходить в атмосферу. Поглинена атмосферою радіація і тепло конденсації водяної пари затримують втрату тепла земною поверхнею. Над посушливими районами цей вплив зменшується, і ми спостерігаємо найбільші добові і річні амплітуди температури. Найменші амплітуди температури притаманні океанічних районах. Будучи величезним резервуаром, океан зберігає більше тепла, що послаблює річні коливання температури внаслідок високої питомої теплоємності води. Таким чином, на Землі вода відіграє важливу роль як акумулятор тепла.

Структура теплового балансу залежить від географічної широти і типу ландшафту, який, в свою чергу, сам залежить від неї. Вона істотно змінюється не тільки при русі від екватора до полюсів, але і при переході з суші на море. Суша і океан різняться як за величиною поглиненої радіації, так і за характером розподілу тепла. В океані влітку тепло поширюється на глибину до декількох сотень метрів. За теплий сезон в океані накопичується від 1,3 × 10 9 до 2,5 × 10 9 Дж / м 2. На суші тепло поширюється на глибину всього декількох метрів, і за теплий сезон тут накопичується близько 0,1 × 10 9 Дж / м 2, що в 10-25 разів менше, ніж в океані. Завдяки великому запасу тепла, океан взимку охолоджується менше, ніж суша. Розрахунки показують, що разове зміст тепла в океані в 21 разів перевищує її надходження до земної поверхні в цілому. Навіть в 4-метровому шарі океанічної води тепла в 4 рази більше, ніж у всій атмосфері.

До 80% енергії, що поглинається океаном, витрачається на випаровування води. Це становить 12 × 10 23 Дж / м 2 на рік, що в 7 разів більше аналогічної статті теплового балансу суші. 20% енергії витрачається на турбулентний теплообмін з атмосферою (що також більше, ніж на суші). Вертикальний теплообмін океану з атмосферою стимулює і горизонтальний перенос тепла, завдяки чому воно частково виявляється на суші. У теплообміні океану і атмосфери бере участь 50-метровий шар води.

Зміна радіаційного і теплового балансу.Річна сума радіаційного балансу майже всюди на Землі позитивна, за винятком льодовикових районів Гренландії і Антарктиди. Його середньорічні значення зменшуються в напрямку від екватора до полюсів, слідуючи закономірності розподілу сонячної радіації по земній кулі (рис. 7.3). Радіаційний баланс над океаном більше, ніж над сушею. Це пов'язано з меншим альбедо водної поверхні, підвищеним змістом вологи в екваторіальних і тропічних широтах. Сезонні зміни радіаційного балансу відбуваються на всіх широтах, але з різним ступенем вираженості. У низьких широтах сезонність визначається режимом опадів, так як термічні умови тут мало змінюються. У помірних і високих широтах сезонність визначається термічним режимом: радіаційний баланс змінюється від позитивного влітку до негативного взимку. Негативний баланс холодного періоду року в помірних і полярних широтах частково компенсується за рахунок адвекции теплоти повітряними і морськими течіями з низьких широт.

Для збереження енергетичного балансу Землі повинен існувати перенесення тепла в напрямку полюсів. Трохи менш з цього тепла переноситься океанічними течіями, решта атмосферою. Відмінності в нагріванні Землі обумовлюють її дії як географічної теплової машини, в якій відбувається передача тепла від нагрівача до холодильника. У природі цей процес реалізується в двох формах: по-перше, термодинамічні просторові неоднорідності формують планетарні системи вітрів і морських течій; по-друге, дані планетарні системи самі беруть участь в перерозподілі тепла і вологи на земній кулі. Таким чином, від екватора в напрямку до полюсів потоками повітря або океанічними течіями переноситься тепло, а до екватора переносяться холодні повітряні або водні маси. На рис. 7.4 показаний перенесення теплої поверхневої води в Атлантичному океані до полюса. Перенесення тепла у напрямку до полюсів досягає максимуму близько широти 40 ° і стає рівним нулю біля полюсів.

Приплив сонячної радіації залежить не тільки від географічної широти, а й від пори року (табл. 7.4). Примітно, що в літній період в Арктику надходить тепла навіть більше, ніж на екватор, однак внаслідок високого альбедо арктичних морів льоди тут не тануть.

Розподіл температури.на горизонтальний розподілтемператури впливають географічне положення, Рельєф, властивості і речовинний склад підстильної поверхні, системи океанічних течій і характер атмосферної циркуляції в приземному і приводному шарах.

Мал. 7.3. Розподіл середньорічного радіаційного балансу на земній поверхні, МДж / (м 2 × рік) (по С.П.Хромову і М.А.Петросянцу, 1994)

Мал. 7.4. Перенесення тепла в північній частині Атлантичного океану, ° С(По С. Нешіба, 1991). Заштриховані райони, де поверхневі води тепліше, ніж в середньому по океану. Цифри позначають об'ємні переноси води (млн м 3 / с), стрілки - напрям течій, жирна лінія - Гольфстрім

Таблиця 7.4. Сумарна радіація, що надходить на земну поверхню (Н.І.Егоров, 1966)