загрузка...
загрузка...
На головну

Тепловий баланс Землі

  1. I. Для організацій, що мають самостійний баланс
  2. VI. Підсумковий баланс.
  3. VIII. Тепловий розрахунок редуктора
  4. Адаптація рослин до підтримання водного балансу
  5. баланс азоту
  6. Аналіз ліквідності балансу
  7. Аналіз ліквідності і платоспроможності за даними бухгалтерського балансу

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. Кондратьєва, 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 балансу земної 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; С - 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 вплинув на географічну оболонку. У ній скупчилося близько 11 ? 1014 Дж / м2 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 ? 109 до 2,5 ? 109 Дж / м2. На суші тепло поширюється на глибину всього декількох метрів, і за теплий сезон тут накопичується близько 0,1 ? 109 Дж / м2, 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 ? 1023 Дж / м2 в 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 розподіл температури 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 / (м2? рік) (по С. П. Хромова і М. А. Петросянц, 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 м3/ С), стрілки - напрям течій, жирна лінія - Гольфстрім

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

 Широта, град  місяці
I  II  III  IV V  VI  VII  VIII  IX X  XI  XII
 N 90
 S 10

Середня температура земної поверхні становить близько 15 ° С. Найвищі температури (рис. 7.5) спостерігаються на термічному екваторі - Лінії, що з'єднує точки з найбільш високою середньорічною температурою (вище 28 ° С), який приблизно відповідає паралелі 5 ° пн.ш. на океанах і 10 ° пн.ш. на суші. Зсув термічного екватора в Північну півкулю обумовлено охолоджуючим впливом крижаного панцира Антарктиди, з високим до 60% альбедо і негативним радіаційним балансом. Крім того, велика частина Південної півкулі зайнята водою, прогреваемость якої нижче, ніж у суші.

вертикальний розподіл температури залежить від термічних властивостей речовини, що складають геосфери, і висотного (глибинного) рівня стратифікації. Вгору від земної поверхні, в тропосфері, температура повітря (за винятком притаманних цій верстві інверсій) знижується в середньому на 0,6 ° С на кожні 100 м висоти. В літосфері температура підвищується з глибиною в середньому на 1-3 ° С на кожні 100 м (хоча і тут можливі відхилення від нормального градієнта). для океаносфери, середня температура якої становить 4 ° С, характерна двошаровий стратифікація вод: верхній однорідний шар, обмежений знизу термоклином (Шаром стрибка температури), в яких відбуваються сильні перепади температур, і основна маса вод Світового океану, розташована глибше, з характерною температурою від 1 до 2,5 ° С.

Мал. 7.5. Розподіл середньорічної температури повітря на земній поверхні, ° С (С. Г. Любушкін, К. В. Пашканг, 2002)

Порушення плотностной стратифікації, особливо в таких рухливих геосфері, як атмосфера і гідросфера, обумовлює рух повітря і води у вертикальному і горизонтальному напрямках. Посилення або ослаблення цього процесу призводять до перерозподілу тепла (вирівнювання, зниження або підвищення температури), появі або розмивання шаруватості повітряних і водних мас.

Мал. 7.6. Схема виникнення елементарної конвективного осередки (по К. І. Геренчук і ін.). Пояснення в тексті

Земля як теплова машина.Основа атмосферної циркуляції - нерівномірний розподіл теплоти в атмосфері. Тиск в будь-якій точці атмосфери дорівнює вазі вищерозміщеного стовпа повітря. При рівномірному нагріванні земної поверхні і атмосфери тиск з висотою змінюється однаково у всіх точках, що знаходяться на одній висоті, що можна зобразити за допомогою изобар, які в такому випадку будуть горизонтальними (рис. 7.6, а). Надходження додаткового тепла в точку В призведе до локального розширення повітря і нахилу изобар вгору (рис. 7.6, б). Це не викличе зміни тиску в земної поверхні, однак в атмосфері виникне різниця тиску по горизонталі, причому горизонтальний баричний градієнт буде направлений в сторону точки А. Перенесення повітря в цьому напрямку на висоті призведе до збільшення маси повітря над точкою А і, отже, до підвищення тиску в точці А. В результаті градієнт тиску виникне і у земної поверхні, але його напрямок буде протилежним до точки В (Рис. 7.6, в). Відповідно до цього буде відбуватися перенос приземного повітря. Над теплим ділянкою місцевості у земної поверхні виникає мінімум тиску, а над холодним - максимум. На деякій висоті положення мінімуму і максимуму зворотне. Оскільки в області мінімуму повітря рухається вгору (висхідний потік), а в області максимуму потік повітря спадний, то утворюється замкнута вертикальна конвективная осередок циркуляції - елементарна теплова машина. Що виникає рух змінює свій напрямок під впливом сили Коріоліса. У районах переважання високого тиску формуються низхідні рухи повітря - антициклони, а в районах переважно зниженого тиску помірних широт - циклони.

Атмосфера - найбільш рухома частина географічної оболонки. У механічну енергію атмосферних рухів переходить 1-2% утримуваної земною поверхнею сонячної енергії. Цей перехід здійснюється в процесі функціонування географічних теплових машин, вчення про яких належить В. В. Шулейкин.

Найбільшою географічної теплової машиною є система «екватор-полюси», яку слід називати теплової машиною першого роду. З нею пов'язані особливо великомасштабні руху в атмосфері. У такій машині різниця температур постійно підтримується нерівномірним надходженням сонячної радіації на сферичну поверхню Землі. Потік тепла більш виражений в напрямку зимового півкулі, внаслідок чого відбувається деяке згладжування температурних контрастів, як по широті, так і між зимовим і літнім півкулями.

Відмінності в нагріванні материків і океанів призводять до виникнення теплових машин другого роду. Дана модель змінює свій знак в залежності від сезону року: взимку роль нагрівача виконує океан, влітку - суша. Їй відповідає зародження мусонів.

Географічну теплову машину третього роду утворюють горизонтальні кругообіг води - циклонічні і антіціклоніческого кільця океанічної циркуляції. Одним з таких кругообігів є система течій в Північній Атлантиці, що включає Канарська, Північне Пасатне, Гольфстрім і Північно-Атлантичний течії. Загальний центр цієї системи розташовується в Саргасовому морі. Нагрівачами цієї машини є Канарська течія і частина Північного пасатної течії до тих пір, поки температура води, що переноситься течіями, нижче, ніж в навколишніх водах Атлантичного океану, тому тепло спрямовується від оточуючих вод до течії.

Географічна теплова машина четвертого роду - Це система, в якій відбувається вертикальне перенесення тепла від земної поверхні в атмосферу. Атмосфера в цілому холодніше, ніж земна поверхня: середня температура тропосфери дорівнює -18 ° С, а в приземному дво-, триметровому шарі повітря - 14,2 ° С. Таким чином, різниця температур становить близько 30 ° С (якщо розглядати її як різниця середньорічних значень, що не зовсім вірно). При вертикальній компенсації різниці температур повітря «спливає» вгору, несучи з собою тепло.

географічної машиною п'ятого роду В. В. Шулейкин назвав систему тропічного циклону (урагану або тайфуну). Умови його зародження вимагають, щоб серед щодо прохолодного (для тропічних широт) океану зустрівся відносно теплий ділянку з більш розігрітій водною поверхнею (наприклад, поблизу архіпелагу або атола), над яким встановлюється висхідний рух теплого і вологого нестійкого повітря. Тропічний циклон представляє собою замкнутий «енергетичний насос», за допомогою якого енергія Світового океану передається в атмосферу і просторово переміщається. Кожне таке утворення перекачує до декількох десятків кубічних кілометрів води в формі водяної пари і відповідну кількість енергії фазового переходу, яка виділяється, коли водяна пара конденсується, і витрачається на механічну роботу і нагрівання атмосферного повітря. Для саморозвитку тропічний циклон повинен горизонтально зміщуватися. Залишаючи теплу підстилаючої поверхню, він позбавляється достатньої кількості зовнішньої енергії і слабшає.

теплову машину шостого роду утворюють синоптичні вихори, що розвиваються в океанах на кордонах течій і є фізичним аналогом циклонів і антициклонів атмосфери. Такі вихори (ринги) були виявлені ще в 30-х роках XX ст. вздовж східного кордону Гольфстріму, але грунтовно їх стали вивчати за допомогою сучасних космічних і океанографічних засобів. За характером обертання синоптичні вихори бувають циклонічних і антіціклоніческого. Умовою для освіти вихору є нестійкість циркуляції на периферії основної течії, що сприяє його меандрірованію. У міру посилення прикордонного течії, меандр відгалужується в вихор, існуючий самостійно протягом декількох днів, тижнів і навіть місяців (в історії відомі вихори, що спостерігалися до півтора року). Середній діаметр океанських вихорів синоптичного масштабу становить 100 км, час життя - до трьох місяців. Вплив вихору простежується до глибини 1500 м. Існують припущення, що вихори охоплюють всю товщу вод Світового океану. Синоптичні вихори впливають на теплообмін океану з атмосферою (вважається, що саме в цьому діапазоні частот енергія атмосфери передається в океан), теплове поле океанічного дна, а також на термічну, фізичну, хімічну і біологічну структури вод.

Циркуляція атмосфери в першому наближенні складається з горизонтальних (Зональних і меридіональних) і вертикальних рухів. зональні перенесення (Вздовж паралелей) переважають. Вони на порядок інтенсивніше меридіональних і на два порядки - вертикальних рухів. хоча меридіональні руху слабкіше зональних, їх значення велике, так як вони здійснюють межшіротний обмін повітря і згладжують межшіротние контрасти. Тому реальна температура повітря на екваторі виявляється на 13,6 ° С нижче солярної (розрахованої за радіаційним рівноваги) температури. Середня температура в районі Північного полюса складає -19,0 ??° С, що вище солярної на 25,0 ° С. На Південному полюсі середня температура дорівнює -36,5 ° С, що вище солярної на 7,5 ° С. Земля обертається навколо своєї осі і навколо Сонця. Повітря атмосфери і води океанів також знаходяться в безперервному русі. Для підтримки рухів в географічній оболонці необхідна рушійна сила, яка збуджує географічні процеси. Ця енергія приходить від Сонця. Промениста енергія перехоплюється атмосферою і поверхнею Землі. Значна її частина поглинається, інша розсіюється і відбивається в міжпланетний простір. Нерівність в надходженні тепла обумовлює руху в атмосфері і океані - виникає перенесення тепла від екватора до полюсів. Ці руху змінюються внаслідок обертання Землі. Важливу роль в перерозподілі тепла відіграє взаємодія між атмосферою і гідросферою. Певний внесок у цей процес вносять локальні фактори, які суттєво ускладнюють склалися взаємодії компонентів, внаслідок чого в природі існує безліч відхилень.



Попередня   30   31   32   33   34   35   36   37   38   39   40   41   42   43   44   45   Наступна

Зонально-азональні риси Світового океану | Вертикальна поясність географічної оболонки | Загальні риси будови земної поверхні | нуклеарні структури | контактні зони | Бар'єри в географічній оболонці | ландшафтні системи | Простір і час в географічній оболонці | ГЛАВА 7. ДИНАМІКА ГЕОГРАФІЧНОЇ ОБОЛОНКИ | Джерела енергії в географічній оболонці |

загрузка...
© um.co.ua - учбові матеріали та реферати