|
3.2.4. Радиационный и тепловой балансы поверхности Земли
Радиационный баланс
представляет собой разность между поглощенной
суммарной радиацией и эффективным излучением. Радиационный баланс
является важнейшим климатическим фактором, так как от его величины в
значительной степени зависит распределение температуры в почве и
прилегающих к ней слоях воздуха. От него зависят физические свойства масс
воздуха, интенсивность испарения и таяния снега. В среднем за год суммы
радиационного баланса для всей поверхности земного шара оказываются
положительными, за исключением районов с постоянным ледовым покровом
(Антарктика, центральная часть Гренландии). Годовой радиационный баланс на
суше составляет (8–13)∙10
2
МДж/м
2
.
К более высоким широтам он уменьшается
и на материке Антарктиды становится отрицательным: –2∙10
2
...–4∙10
2
МДж/м
2
.
К низким широтам он возрастает и между 40° с.ш. и 40° ю.ш. составляет более
25∙10
2
МДж/м
2
,
а между 20° с.ш. и 20° ю. ш. − более 42∙10
2
МДж/м
2
.
На океанах
радиационный баланс больше, чем на суше, на тех же широтах. Это
объясняется тем, что в океанах радиация поглощается большим слоем, чем на
суше, а эффективное излучение не такое большое вследствие более низкой
температуры морской поверхности, чем поверхности суши. В пустынях 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
41
связи с большой сухостью воздуха и малой облачностью. В Сахаре, например,
радиационный баланс равен 25∙10
2
МДж/м
2
.
Энергия, измеряемая величиной радиационного баланса, частично
затрачивается на испарение, частично передается воздуху, некоторое
количество идет на нагревание почвы. Таким образом, общий приход–расход
тепла для поверхности Земли, называемый
тепловым балансом,
можно
представить в виде суммы трех слагаемых:
В=М+У+Т,
где
В
– радиационный
баланс,
М
– поток тепла между поверхностью Земли и атмосферой,
V
– затраты
тепла на испарение (или выделение тепла при конденсации),
Т
– теплообмен
между поверхностью почвы и глубинными слоями.
В среднем за год почва практически отдает в воздух тепла столько же,
сколько и получает, поэтому в годовых расчетах теплооборот в почве равен
нулю. Затраты тепла на испарение распределяются на земной поверхности
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, а холодные – уменьшают. На материках затраты тепла на испарение
определяются не только количеством солнечной радиации, но и запасами
почвенной влаги.
По данным М.И. Будыко, наибольший годовой расход тепла на испарение
с суши, наблюдается во влажных тропических районах. По мере возрастания
широты он уменьшается и на широте Полярного круга достигает минимума.
Наибольшая отдача тепла земной поверхностью атмосфере отмечается в
тропических пустынях, где большой приход солнечной энергии и малые
затраты теплоты на испарение. Во влажных тропических районах отдача тепла
земной поверхностью атмосфере меньше, так как в этих местах интенсивно
идет процесс испарения, сопровождающийся большой затратой тепла.
Рассмотрим тепловой баланс системы Земля–атмосфера. Земля в целом
находится в состоянии
теплового равновесия,
если рассматривать условия за
длительный период (год или ряд лет). Отсюда следует, что приток и отдача
42
тепла за достаточно длительный период равны между собой или почти равны.
Земля получает тепло, поглощая солнечную радиацию. Теряет она тепло путем
излучения в мировое пространство длинноволновой радиации земной
поверхности и атмосферы. При тепловом равновесии Земли в целом приток
солнечной радиации (на верхнюю границу атмосферы) и отдача радиации с
верхней границы атмосферы в мировое пространство должны быть равными.
Иначе говоря, на верхней границе атмосферы должно существовать
лучистое
равновесие,
т. е. радиационный баланс, равный нулю.
Do'stlaringiz bilan baham: |
