Тепловое поле Земли. Термическая зональность зем­ных недр. Тепловой баланс Земли

Лекция № 3

Основные вопросы, рассматриваемые на лекции:

1. Физические тепловые процессы, осуществляющие перенос и перераспределение тепла в земной коре.

2. Термический режим и термическая зональность земных недр.

3. Внешние и внутренние источники тепла Земли.

4. Тепловой баланс Земли.

5. Тепловой баланс атмосферы.

6. Тепловой баланс земной поверхности.

1. Физические тепловые процессы, осуществляющие перенос и перераспределение тепла в земной коре. Тепловое поле Земли формируется за счет различных источников тепла, его переноса и перераспределения. Источниками тепла служат внутренние глубинные тепловые процессы и солнечная энергия. Перенос и перераспределение тепла в земной коре осуществляется молекулярной теплопроводностью горных пород, конвекцией и излучением. На глубинах свыше 10км наибольшую роль в теплопереносе играют излучение нагретого вещества недр и конвекция. Измеряемыми параметрами теплового поля Земли являются температура горных пород, изменение ее с глубиной и тепловой поток.

Раздел геофизики, в котором изучаются тепловые процессы, происходящие в Земле, и закономерности распределения температуры в ее недрах, называется геотермикой. Проблема термического режима земного шара является одной из важнейших и труднейших, рассматриваемых в физике Земли. Многие свойства вещества земных недр – теплопроводность, электропроводность, вязкость, предел текучести горных пород и др. – в значительной мере зависят от температуры на данной глубине. Температура вместе с давлением определяет агрегатное состояние вещества.

Для измерения абсолютных значений температуры как в верхнем приповерхностном слое, так и на значительных глубинах, в том числе и на дне акваторий, применяются ртутные термометры и электрические термометры сопротивления (термисторы). Для измерения приращения температур используются термоградиентомеры. Смонтированы они в виде зондов, погружаемых в шпуры, скважины или донные отложения. Для оценки тепловых потоков служат тепломеры, построенные на базе термометров, а для аэрокосмических и полевых инфракрасных съемок применяют специальные приборы – тепловизоры, работающие на особых кристаллах, чувствительных к электромагнитному излучению определенных длин волн. Измерения температур слоев земной коры в скважинах и шахтах называются геотермическими измерениями. Они имеют большое значение для проектирования крупных подземных сооружений (шахт, туннелей для метро, автомобильных и железных дорог, водо-, тепло-, газо- и нефтепроводов и т. п.). Особенно важны эти измерения в районах вечной мерзлоты, где тепловой режим влияет на возможность строительства различных коммуникаций (продуктопроводы, электро- и телефонные кабели и т. д.), водо-, и теплопроводов, прочность грунтов и фундаментов.

Термисторы – приборы, с помощью которых температура измеряется по электропроводности полупроводников. Отличаются большой чувствительностью к изменению температуры.

Как научная дисциплина геотермика стала развиваться после открытия основных источников тепла внутри Земли и, в частности, после открытия потока тепловой энергии, освобождающейся в процессе естественных радиоактивных превращений, т. е. в начале XX в.

2. Термический режим и термическая зональность земных недр. Непосредственные геотермические наблюдения и косвенные данные (выход горячих подземных источников, или так называемых термальных вод, жидкие излияния раскаленных лав вулканов и др.) позволяют выделить в земной толще три характерных термических зоны. Они различаются по источникам генерации и, как следствие, изменениями температуры во времени и по глубине.

Верхняя, приповерхностная, тонкая (в среднем до 30 м) зона земной коры имеет температуру, определяемую солнечной радиацией. Это гелиометрическая, или деятельная зона, испытывающая сезонные колебания температуры. Ниже располагается еще более тонкая нейтральная зона (пояс) с постоянной температурой, соответствующей среднегодовой температуре данного места. Всю нижележащую толщу земной коры, а также мантию и земное ядро занимает геотермическая зона, температура которой определяется внутренними тепловыми источниками Земли, теплопроводностью пород и нарастает с глубиной.

Гелиометрическая (от греч. гелио – Солнце), или деятельная, зона. Поступление солнечной радиации на земную поверхность имеет ярко выраженный суточный, сезонный, годовой и многовековой ход, что приводит к соответствущим циклическим изменениям температуры воздуха и поверхности Земли. Поэтому температура почвы и подстилающи горных пород также изменяется в течение суток, сезонов года и в многолетнем периоде. Чем больше период цикличности средних температур воздуха, тем на большую глубину в земную кору они проникают. В зависимости от глубины проникновения амплитуды колебаний суточной или годовой температуры в гелиометрической зоне выделяют два слоя – слой суточных и слой годовых колебаний температуры.

Слой суточных колебаний температуры – это поверхностный слой земной коры до глубины 1,0–1,5м, где ход температуры практически соответствует суточному ходу солнечной радиации и излучения земной поверхности. Перенос тепла вглубь осуществляется за счет молекулярной теплопроводности пород и конвекции воздуха, паров воды и инфильтрующихся осадков. Теория и практика изучения теплового поля Земли показывает, что при изменении температуры воздуха температура горных пород меняется с некоторым запаздыванием. При этом на поверхности почвы наблюдается один максимум (около 13ч) и один минимум (перед восходом солнца) температуры. Наибольших значений амплитуда суточных колебаний температуры достигает на поверхности почвы. С глубиной амплитуда уменьшается, и, кроме того, происходит сдвиг в сторону более поздних сроков времени наступления максимума и минимума (табл. 7). Связано это с тем, что большая часть тепла поглощается верхними слоями почвы, и поэтому поток солнечного тепла вглубь ослабевает.

Средняя суточная температура почвы с глубиной понижается летом и растет зимой. В переходные сезоны (весной и осенью) наблюдается более сложное ее изменение с глубиной.

На вертикальное распределение температуры почвы существенное влияние оказывает растительный и снежный покров. Растения, поглощая часть солнечной радиации, днем уменьшают приток ее к почве, а ночью уменьшают эффективно излучение почвы. Летом, когда основную роль в нагревании играет прямая солнечная радиация, почва под растительным покровом на глубине оказывается холоднее (на ΔТz, °С) оголенной почвы.

Зимой, когда преобладающую роль играет излучение, почва под растительным покровом теплее оголенной. Снежный покров благодаря малой теплопроводности предохраняет почву от глубокого промерзания. Суточные колебания температуры в снежном покрове проникают лишь до глубины 20–30см.

Слой годовых колебаний температуры располагается ниже слоя суточных колебаний. В пределах большей части этого слоя ход температуры практически соответствует годовому ходу солнечной радиации и излучению земной поверхности. Теплопередача здесь осуществляется в основном за счет молекулярной теплопроводности, а также за счет движения подземной воды. В умеренных широтах максимум температуры наступает в июле–августе, минимум – в январе–феврале. С глубиной амплитуда температуры уменьшается, а время наступления экстремальных значений запаздывает в среднем на 20–30 суток на каждый метр глубины Среднегодовая температуры почвы убывает с глубиной в низких широтах и растет в высоких.

Положение нижней границы гелиометрической зоны зависит от многих факторов, водно-тепловых свойств горных пород, рельефа и геологического строения земной поверхности, растительности и др. При прочих равных условиях минимальная глубина этой границы характерна для районов с морским и особенно с тропическим климатом, максимальная – для регионов с континентальным климатом. В среднем для всего земного шара годовые колебания температуры распространяются до глубины 10–12 м в тропиках, до 42–45 м – в высоких широтах и до 10 – 40 м в нашей стране. В океанах годовые колебания температуры проникают до глубины 200-300 м.

Зона постоянной температуры (пли так называемый нейтральный слой). Эта тонкая зона располагается ниже слоя проникновения годовых колебаний температуры, где обнаруживается постоянство температуры в течение всего года. Поэтому она называется зоной или поясом постоянной температуры, соответствующей средней годовой температуре воздуха на земной поверхности в данном районе. Так, в Москве зона с постоянной температурой 4,2°С наблюдается на глубине 20 м, в Париже (11,8°С) она залегает глубже (28м), в Якутске постоянная температура (–2°С) отмечается на глубине около 10 м. При отрицательных среднегодовых температурах воздуха в горизонте постоянной температуры образуется вечная (многолетняя) мерзлота.

Лишь вековые изменения температуры проникают глубже пояса постоянной температуры и сохраняются там надолго вследствие естественного запаздывания температурной волны по фазам с глубиной. Так, похолодания и потепления в четвертичный период (установлено 4–5 таких циклов) влияли на тепловой режим Земли до глубин 3–4 км. Примером таких похолоданий климата является вечная мерзлота, распространяющаяся местами до нескольких сот метров.

Геотермическая зона. Если не учитывать многовековых климатических изменений, то ниже зоны постоянных температур (на глубинах выше 40–50м) влиянием цикличности солнечной активности можно пренебречь, а температурный режим пород определяется глубинным потоком тепла и особенностями термических свойств пород. Геотермические измерения, выполненные в настоящее время в континентальной и океанической частях земного шара, дают ценный материал о термическом режиме Земли. На основании этих измерений (обычно не глубже 5 км) можно сделать следующие выводы: во-первых, в геотермической зоне температура остается постоянной во времени и во-вторых, она растет вместе с ростом глубины.

Внутреннее тепловое поле Земли отличается высоким постоянством. Оно не оказывает влияния на температуру вблизи земной поверхности или климат, так как энергия, поступающая на земную поверхность от Солнца, в 1000 раз больше, чем из недр.

В результате многолетних тепловых съемок Земли накоплены сведения об особенностях теплового поля Земли. Величину нарастания температуры горных пород с глубиной, выражаемую в °С/м, называют геотермическим градиентом. Для расчета геотермического градиента Г=ΔТ/Δz необходимо знать приращение температур ΔТ в интервале глубин Δz.

В 1828 г. французский горный инженер П. Кордье измерил температуру в ряде шахт и впервые определил геотермический градиент в поверхностном слое Земли, равный 0,03 °С/м, что удивительно хорошо согласуется с современными данными. Исследования Кордье послужили дополнительным свидетельством горячего начала Земли, что связывалось тогда (поскольку радиоактивность еще была неизвестной) с первичным расплавленным состоянием.

Геотермический градиент в различных районах Земли изменяется в довольно широких пределах – от 0,1 до 0,01°С/м и зависит от состава горных пород, условий их залегания и ряда других факторов (близость или удаленность от вулканических очагов, радиоактивных элементов и т. д.) Геотермический градиент составляет на кристаллических щитах около 0,01 °С/м, на платформах – около 0,03, в складчатых областях – 0,1–0,05, в областях новейшего вулканизма – 0,2-0,5°С/м. Величина, обратная геотермическому градиенту, называется геотермической ступенью. Она колеблется от 10 до 100 м/°С.

В ряде случаев значения геотермического градиента и, следовательно, геотермической ступени, могут существенно превышать указанные пределы. Наибольший геотермический градиент 0,15°С/м отмечен в штате Орегон (США), соответствующая ему геотермическая ступень – 6,67 м/°С. Наименьший геотермический градиент – 0,0057°С/м зарегистрирован в Трансваале (ЮАР), ему соответствует геотермическая ступень 172,7 м/°С.

Большие различия в значениях геотермического градиента и геотермической ступени являются следствием изменений величины глубинного теплового потока и изменений свойств теплопроводности земной коры.

Ранее предполагалось, что в тектонически спокойных районах температура с глубиной растет незначительно (примерно 10°С на 1 км).

Однако по последним данным в Кольской сверхглубокой скважине, заложенной в пределах древнего кристаллического щита Восточно-Европейской платформы, температура на глубине 10 км достигла 180°С, а на глубине 12 км оказалась более 200°С, что соответствует геотермическому градиенту 0,017 °С/м и геотермической ступени 60 м/°С. Возможно, что это частично связано с некоторым повышением с глубиной содержаний радиоактивных элементов. В США в осадочных породах на глубине 9,5 км температура достигла еще большей величины – 243°С (геотермический градиент 0,026°С/м, геотермическая ступень – 39 м/°С).

Известны случаи, когда повышение температуры на 1°С происходит при углублении на 2–Зм. На Камчатке на глубине 400–500 м температура достигает 150–200°С (такой же как в Кольской сверхглубокой скважине на глубине 12 км), а в районе распространения многолетнемерзлотных пород, например в бассейне р. Вилюя, на глубине 1800 м.температура составляет всего 3,6°С. Это означает, что здесь геотермический градиент равен 0,002°С/м, а геотермическая ступень –:500 м/°С. Но такие крайние значения, как 0,002 и 0,15 °С/м, редки, и колебания геотермических градиентов в большинстве случаев происходят в пределах 0,02–0,05°С/м, а геотермической ступени – 20–50 м/°С. В среднем для доступных измерению глубин осадочных пород геотермический градиент принимается равным 0,03 °С/м и соответствующая ему геотермическая ступень – ЗЗ м/°С.

Такой геотермический градиент прослеживается лишь в верхней части земной коры до глубин 15–20 км, а глубже вероятнее всего он должен уменьшаться. Если бы этот градиент сохранялся и глубже, то на глубине 100км температура была бы 3000 °С. Между тем при извержении вулканов примерно с этих глубин изливается на земную поверхность лава с температурой 1100–1250 °С. По расчетам В. А. Магницкого температура на глубине 100 км не превышает 1300– 1500 °С, иначе породы мантии были бы полностью расплавлены и не пропускали поперечные сейсмические волны.

Широкий разброс значений геотермического градиента по территории свидетельствует о различной эндогенной активности земной коры, а также различной теплопроводности горных пород. Наибольшие значения геотермического градиента приурочены к подвижным зонам океанов и континентов, а наименьшие – к наиболее устойчивым и древним участкам континентальной коры.

В верхней 15–20-километровой толще земной коры на любой глубине ниже зоны с постоянной температурой значение температуры может быть приближенно оценено по формуле

tz=tп+zГ, (3.1)

где tz – температура на глубине z, °С; tп – среднегодовая температура воздуха вблизи земной поверхности, °С; z – глубина, для которой определяется значение температуры, м; Г – геометрический градиент, °С/м.

Температура более глубоких слоев земной коры, мантии и ядра оценивается весьма приближенно по косвенным данным. Можно предположить, что ниже астеносферного слоя температура закономерно повышается при значительном уменьшении геотермического градиента и увеличении геотермической ступени. Такое предположение основано на росте с глубиной теплопроводности вещества земных недр и на уменьшении концентрации радиоактивных элементов по мере продвижения в глубь Земли.

Исходя из представлений о том, что ядро -состоит главным образом из железа, были проведены расчеты плавления его на различных границах с учетом существующих там ультравысоких давлений, при которых вещество находится в состоянии высокого сжатия. Получены следующие данные: на границе нижней мантии и ядра температура должна быть 3700°С, а на границе внешнего и внутреннего ядра – 4300°С, Расчеты показывают, что температура внутреннего ядра около 5000°С.

Таблица 3.1 – Наиболее вероятное распределение температуры в толще Земли (по Гутенбергу)

Глубина, км
Температура, °С

Температура внутри Земли интенсивно возрастает до глубины 200 км, после чего ее рост с глубиной резко замедляется.

На описанные выше закономерности изменения температуры с глубиной и ее абсолютные значения существуют и иные точки зрения. Так, по С. А. Любимовой, максимальная температура 4000°С характерна для нижней мантии, г.лубже она понижается и в ядре составляет около 2600°С.

3. Внешние и внутренние источники тепла. Тепловое состояние земной поверхности формируется за счет экзогенных (внешних) и эндогенных (внутренних) источников тепла. Наличие этих двух разных по происхождению потоков энергии составляет важнейшую черту географической оболочки Земли. На поверхности Земли экзогенный поток энергии примерно в 5000 раз превосходит эндогенный. На его долю приходится около 99,5% всего тепла, поступающего в поверхностный слой Земли.

Экзогенный поток энергии состоит в основном из электтромагнитного излучения Солнца – солнечной радиации. Поступая на Землю, солнечная радиация в большей своей части превращается в тепло. Некоторое количество тепловой:энергии земная поверхность получает от звезд и планет (за счет космических лучей высоких энергий, изменения мировой постоянной гравитации и т. п.), но оно во много раз (приблизительно в 30 млн) меньше тепловой энергии, поступающей от Солнца.

Общее количество энергии, излучаемой Солнцем в мировое пространство, колоссально – 3,83-1026 Вт. Из этого количества энергии только ½ 200 000 000 доля, или 1,74-1017 Вт, попадает на Землю. Поток солнечной радиации на верхней границе атмосферы, т. е. прежде чем радиация подвергнется частичному поглощению и рассеянию в атмосфере, при среднем расстоянии Земли от Солнца называют солнечной постоянной. По новейшим определениям, с использованием ракетных и спутниковых измерений, солнечная постоянная I₀=1,353кВт/м2. Это означает, что на верхней границе атмосферы каждый квадратный метр поверхности ежесекундно получает 1353Дж лучистой энергии Солнца.

Солнечное излучение прежде чем дойти до земной поверхности претерпевает в атмосфере ряд существенных изменений. Часть радиации рассеивается молекулами воздуха и содержащимися в атмосфере аэрозолями, другая – поглощается ими и в конечном итоге превращается в тепловую энергию.

В среднем на каждый квадратный километр земной поверхности приходится за год 4,27-1016Дж, что эквивалентно сжиганию 400 тыс. т каменного угля. Все существующие на Земле запасы угля равноценны 30-летнему притоку солнечной радиации к Земле. Менее чем за 1,5 суток Солнце дает Земле столько же энергии, сколько все электростанции мира за год.

Количество дошедшей до земной поверхности солнечной радиации зависит от географической широты местности, времени года, облачности и прозрачности атмосферы.

Земной поверхностью поглощается только часть приходящей радиации. Другая ее часть отражается. Доля поглощенной радиации зависит от отражательной способности подстилающей поверхности. Отношение отраженной солнечной радиации, выраженное в долях или процентах, к приходящей на данную поверхность называется альбедо. Альбедо естественных поверхностей весьма разнообразно. Чем светлее и суше поверхность, тем выше альбедо.

Альбедо существенно зависит от влажности поверхности почвы, с возрастанием которой оно уменьшается. Вследствие уменьшения альбедо при увлажнении почвы происходит увеличение поглощаемой радиации. Альбедо водной поверхности зависит от угла падения солнечных лучей: чем выше Солнце, тем меньше его энергии отражается. В целом альбедо водных поверхностей меньше, чем альбедо суши, на 6% в экваториальной зоне и на 16–20%–на широте 60–70°.

Альбедо различных поверхностей имеет хорошо выраженный дневной и годовой ход, обусловленный зависимостью альбедо от высоты Солнца. Наименьшее значение альбедо наблюдается в околополуденные.часы, а в течение года – летом. В целом для нашей планеты по данным, полученным с искусственных спутников Земли, альбедо составляет 33%.

К эндогенным или внутриземным, источникам относится тепло, образующееся за счет гравитационной энергии, выделяемой при перемещении глубинного вещества в земное ядро в процессе его дифференциации (расслоения), распада радиоактивных элементов, адиабатического сжатия Земли и химических реакций в горных породах. К эндогенным источникам относится также «первоначальное тепло» земного шара, тепло кристаллизации и полиморфических превращений и процессов, ведущих к изменению структуры электронных оболочек ядер. Важным источником тепла является энергия земных приливов, т. е. деформаций Земли, происходящих преимущественно вдоль зон разломов под действием притяжения Луны и Солнца.

Далеко не все из указанных источников тепла равноценны. Уже на современной стадии развития геотермики можно сказать, что часть из них не играет заметной роли в тепловом режиме Земли и может быть отнесена к второстепенным источникам. Из всех перечисленных выше источников к главным относятся тепло.гравитационной энергии дифференциации глубинного вещества (за счет роста Fе в ядре) и радиоактивное тепло.

Гравитационное тепло. Оно выделяется при гравитационной дифференциации глубинного вещества Земли и тесно связано с историей ее развития. Академик А. П. Внноградов показал, что в ходе сложного физико-химического процесса зонного плавления вещества более легкоплавкие вещества (оксиды кремния и магния) поднимаются из глубин Земли к ее поверхности. Более тугоплавкие и тяжелые – такие, как оксиды железа с серой, опускаются в нижние внутренние слои. Происходит перераспределение потенциальной и кинетической энергии между поднимающимися вверх легкими и опускающимися вниз тяжелыми компонентами и выделение энергии при физико-химических превращениях вещества. По современным данным, процессы.гравитационной дифференциации глубинного вещества дают основное количество тепла, определяющего термику нашей планеты.

Радиоактивное тепло. Количество тепла, выделяемое при распаде радиоактивных элементов, велико. Так, 1 г урана генерирует в течение года 3,1 Дж тепла, 1 г тория – 0,84 Дж. Значительно меньше тепла генерирует радиоактивный калий – 1 г отдает за год 21 10-6Дж. И хотя калий выделяет мало тепла при естественном распаде, он широко распространен в верхних слоях Земли, поэтому его радиоактивность играет важную роль в «разогреве» земной коры.

Расчеты показывают, что генерация тепла радиоактивными источниками в гранитном слое земной коры составляет 7,96 10-5 Дж/(см3 год), в базальтовом – 1,47- 10-5 Дж/(см3 год), или примерно в 5,5 раза меньше.

Все геосферы и горные породы Земли содержат радиоактивные элементы, но распределены они, в том числе и главнейшие (уран, торий и калий), оказывающие наиболее существенный термический эффект, очень неравномерно. Геохимические исследования показывают, что в период ранней истории Земли основные радиоактивные элементы аккумулировались в верхней части земного шара.

Сопоставление содержания радиоактивных элементов на различных глубинах свидетельствует о том, что наибольших значений концентрация достигает в земной коре, где уран, торий и калий сосредоточены в верхних слоях, и с глубиной содержание их убывает. Так, в центральном ядре предположительно содержится радия – 0,001 · 10-6, урана – 0,003 и тория – 0,013 г/т.

Рассмотрим концентрацию радиогенных элементов в различных горных породах. Широко распространенные в земной коре магматические образования различаются по содержанию главного компонента – кремнезема (оксида кремния), количество которого определяет кислотность, или основность, породы. По этому признаку магматические породы разделяются на кислые (содержания кремнезема от 65 до 70.массовых %), средние (53–64%), основные (45–52%), ультраосновные (40–44%). Из магматических пород наибольшее количество радиоактивных элементов содержат кислые изверженные породы. Эти породы генерируют значительно больше тепла, чем основные или ультраосновные.

Из осадочных пород наибольшее содержание радиоактивных элементов имеют глины и сланцы, сорбирующие свойства которых выше, чем других пород. Гидрохимические осадки, угли, кварцевые пески, напротив, крайне бедны радиоактивными элементами. В морских осадках, особенно глубоководных, радиоактивных элементов больше чем в континентальных.

Колебания концентраций радиоактивных элементов в горных породах обычно невелики, но иногда, особенно в осадочных породах, превышают средние величины (кларки) в, десятки и сотни раз. То же относится и к почвам.

Радиационный распад на протяжении жизни Земли медленно ослабевает, к настоящему времени он уменьшился примерно в 4–5 раз. Поэтому средняя мощность радиогенного тепловыделения за весь период существования Земли в 2-, 2,5 раза больше, чем величина современного радиационного теплового потока.

Открытие радиоактивности веществ в конце прошлого века произвело подлинную революцию в геотермике и в геохронологии. Важная роль радиоактивности пород как источника внутреннего тепла Земли впервые была отмечена Э. Резерфордом, затем изучалась Дж. Рэлеем, В. И. Вернадским и др. В 1906 г. Рэлей показал, что та небольшая примесь радиоактивных элементов урана, тория, а также, как мы теперь знаем, калия, которая содержится в горных породах, достаточна, чтобы служить важным источником тепли. существенно влияющим на термину нашей планеты. Позже (1933 г.) академик А. Е. Ферсман, учитывая данные о распространенности в земной коре ряда радиоактивных элементов, пришел к выводу, что радиоактивное тепло и повышенный термический режим связаны лишь с поверхностным слоем Земли. Это положение объясняет многие факты, в том числе неравномерность теплового потока через земную поверхность и местный характер образования очагов жидкой лавы внутри твердой коры Земли.

Из всех видов теплопередачи (излучения, конвекции, переноса тепла водой и паром и др.) наибольшую роль в.горных породах играет молекулярная теплопроводность. Молекулярная теплопроводность осуществляется путем передачи тепла от одной твердой частицы к другой в местах их контактов. Такая передача происходит как между твердыми частицами, так и через разделяющую их воздушную или водную среду.

Тепловой поток, поступающий из земных недр к земной поверхности Q (Вт/м2), может быть определен по уравнению теплопроводности

Q = – λ(dt/dz), (3.2)

где λ – коэффициент теплопроводности горной породы, численно равный количеству тепла в Дж, протекающему за 1 с через слой площадью 1 м² и толщиной 1 м, если разность температур обоих поверхностей слоя равна 1 К, Вт/(м К); dt/dz – вертикальный градиент изменения температуры, К/м. Из выражения (1) следует, что Г =Q/ λ.

Знак минуса в уравнении (3.2) свидетельствует о том, что тепловой поток течет в ту сторону, куда температура убывает.

По формуле (3.2) рассчитывается мгновенный (секундный) тепловой поток в Вт/м2. Часовые, суточные, месячные и годовые суммы теплового потока выражаются в Дж/м2, МДж/м2, ГДж/м2 и т. д.

Коэффициент теплопроводности, характеризующий свойства вещества передавать тепло, для различных горных пород и составных частей почвы неодинаков. В целом теплопроводность горных пород завысит от минерального состава, структуры, текстуры, плотности, пористости, влажности, температуры и давления. При повышении плотности и давления, а значит, понижении пористости теплопроводность пород повышается. С увеличением влажности пород их теплопроводность резко увеличивается, так как коэффициент теплопроводности воды больше коэффициента теплопроводности воздуха. Например, изменение влажности с 10 до 50% может увеличить теплопроводность в 2–4 и более раз. Так, для сухого песка коэффициент теплопроводности 1,0, а для влажного – 2,2 Вт/(м·К). Повышение температуры снижает теплопроводность кристаллических и сухих осадочных пород и увеличивает их у водонасыщенных.

Магматические и метаморфические породы обладают коэффициентом теплопроводности 2–4 (в среднем З Вт/(м·К), осадочные – 0,3–5 (в среднем 1,25 Вт/(м·К). Коэффициент теплопроводности гранита 3,2–4,1 Вт/(м·К), песчаника – 1,3–1,7, базальта – 1,3–2,8, известняка–1,67. Средняя теплопроводность земной коры – 2,34 Вт/(м·К). Для сравнения отметим, что коэффициент теплопроводности серебра – 420, меди – 390, дерева – 0,14 – 0,20 Вт/м·К).

Молекулярная теплопроводность воды весьма незначительна: λ=0,592 Вт/(м·К) при температуре 293 К (20°С). Вода плохо проводит тепло, поэтому в водоемах передача тепла от слоя к слою путем молекулярной теплопроводности происходит чрезвычайно медленно, и обогревание глубинных вод связано главным образом с процессом вертикального перемешивания. Еще более низкой молекулярной теплопроводностью обладает воздух. При температуре 293 К коэффициент теплопроводности неподвижного воздуха составляет всего 0,025 Вт/(м·К).

Низкую теплопроводность имеет рыхлый снег, содержащий большое количество пор, заполненных воздухом. На практике величину теплового потока оценивают следующим образом: определяют темп нарастания температуры в глубь Земли, т. е. определяют геотермический градиент или вертикальный градиент температуры и значение λ для горных пород, слагающих скважину или шахту, в которых производится измерение температуры. Затем, с помощью уравнения (3.2), вычисляют тепловой поток.

Измерение теплового потока требует большой тщательности и производится на больших глубинах, так как тепловое состояние наружного покрова толщиной в несколько десятков метров определяется метеорологическими факторами.

Температурный градиент измеряется с помощью высокочувствительных электрических термометров сопротивления (обычно термисторов), устанавливаемых на определенном расстоянии друг от друга. На суше это осуществляют,в буровых скважинах с применением мер, позволяющих избежать протекание воды через скважину и помех, создаваемых бурением. Обычно для таких измерений требуются бетонированные скважины глубиной не менее 500м, поэтому наземных измерений теплового потока сделано мало. Теплопроводность пород определяется либо в лаборатории по образцам, либо по скорости повышения температуры при установке в скважине нагревательного устройства.

Измерение температурного градиента в океаническом дне менее трудоемкая процедура, так как на дне обычно имеется достаточно мощный осадочный слой, позволяющий заглубитъ пустотелый зонд длиной в несколько метров. Вдоль зонда укрепляют термисторы, с помощью которых измеряют температуру, а значит, и температурный градиент. Сам зонд используется как пробоотборник: в его полости оказывается проба грунта, теплопроводность которого измеряют уже на поверхности.

Вследствие технических трудностей первые прецизионные измерения теплового потока были выполнены лишь в 1939 г. в Южной Америке и в Англии. Первые измерения теплового потока на океанах (в Атлантике) были выполнены в 1956 г. Эти измерения дали примерно те же значения, которые были получены для теплового потока на континентах, что явилось в то время большой неожиданностью.

Длительное время считалось, что тепловой поток на океанах, должен быть заметно меньше, чем на континентах. Но фактические данные измерений в 1956 г. опровергли это мнение. Самое простое, но не единственное объяснение равенства тепловых потоков на континентах и океанах основано на предположении, что количество радиогенных источников тепла на единицу площади и на континентах, и на океанах одинаково. Отличие заключается только в том, что на континентах источники радиогенного тепла сосредоточены в основном в сравнительно тонком гранитном и базальтовом слоях, а на океанах эти источники рассредоточены на глубину в несколько сотен километров.

Натурные определения теплового потока в различных зонах материков и Мирового океана показывают, что его величина неодинакова в разных районах Земли и колеблется в широких пределах – от 0,025 до 0,168 и даже до 0,4 Вт/м². Интенсивность теплового потока из Земных недр определяется близостью и мощностью источника тепла, теплопроводностью горных пород и, кроме того, зависит от степени подвижности земной коры и интенсивности эндогенных процессов.

В пределах наиболее устойчивых частей земной коры – щитов и платформ – тепловой поток минимален: наиболее часто его значения равны 0,025–0,042 Вт/м². В границах спокойных районов континентов большинство измеренных значений теплового потока находится в интервале 0,038– 0,050 Вт/м² и только местами увеличивается до 0,054– 0,059 Вт/м². В горных районах (Карпаты, Кавказ и др.) наблюдается повышение теплового потока до 0,084-0,168 Вт/м².

На срединно-океанических хребтах, в рифтовых зонах и участках современного вулканизма тепловые потоки максимальны (0,2–0,4 Вт/м²). Тепловой поток увеличивается в направлении от древних к молодым областям складчатости, а в каждой из них наблюдается возрастание потоков от предгорных прогибов к участкам активного орогенеза. В ложе Мирового океана величина теплового потока близка к величинам на материковых равнинах.

На общем фоне отмеченной закономерности имеются локальные отклонения. Они наблюдаются там где, по представлениям ряда исследователей, имеются локализованные источники тепла, аналогичные вулканическим областям на материках и островках.

На основании 7000 (на 1982 г.) данных натурных наблюдений определено, что среднее значение теплового потока из земных недр через всю поверхность Земли составляет около 3,21· 10¹³Вт, или 0,062 Вт/м². За год тепло этого потока составляет 10,1·10²⁰ Дж, что эквивалентно сжиганию 1,9·10¹⁰ т нефти. Среднее значение теплового потока для континентов равно 0,059 Вт/м², а для океанов – 0,063 Вт/м².

Ранее считалось, что основной вклад в общий тепловой поток Земли вносит земная кора за счет радиоактивного распада содержащихся в ней элементов. Однако изучение температурного режима Кольской сверхглубокой скважины позволило по-новому ответить на этот вопрос. Основываясь на расчете энергетического баланса земной коры и мантии, Е. А. Козловский показал, что основным источником тепла является дифференциация вещества мантии, а не тепловая энергия распада радиоактивных элементов, содержащихся в породах верхних горизонтов земной коры.

Тепловой поток из земных недр характеризует основной масштаб энергетики планеты. Связанная с ним отдача энергии через поверхность Земли в единицу времени 3,21·10¹³ Вт примерно в 100 раз больше, чем вся энергия, высвобождающаяся при землетрясениях и вулканической деятельности. С энергетической точки зрения все остальные процессы, протекающие в земных недрах, становятся по сравнению с ним явлениями как бы побочными, сопровождающими лишь тепловую эволюцию Земли.

Оценим тепловую эволюцию Земли за время ее существования t = 4,6·10⁹ лет в предположении постоянства теплового потока Q= 3,21 10¹³Вт. За год потери тепла с поверхности земного шара составляют Q =3,21·10¹³·365·86·400 =10,1·10²⁰Дж. За время существования Земля потеряла тепла Qt =10,1·10²⁰·4,6·109=4,6·10³⁰Дж. Средняя теплоемкость Земли с_з=0,96·10³Дж/(кг.К), а ее масса m=5,98·10²⁴ кг. За время существования Земли произошло ее остывание на Δt градусов, которые получим, поделив суммарную теплопотерю Землей на ее среднюю теплоемкость и массу, т. е.

Δt =Q_t/ с_з m. (3.3)

Подставив в эту формулу потери тепла за время существования Земли, среднюю теплоемкость и массу, получим, что за 4,6 млрд лет Земля остыла на 800°С или на 0,0000001°С в год. По мнению ученых это остывание оценивается как вполне нормальное явление.

Охлаждение слоев Земли в настоящее время идет медленно. Активной в термическом отношении зоной остывания являются верхние слои Земли до глубины 100–200 км, особенно в областях распространения кислых пород. В глубинных недрах планеты распределение температуры слабо «деформировано» оттоком тепла к поверхности.

Теоретически рассчитано, что «время остывания Земли» – примерно 10¹² лет, что более чем в 2000 раз превышает «время жизни Земли», равное 4,6·10⁹ лет. Этот вывод основан на учете следующих факторов: теплопотерь Земли, малой теплопроводности вещества земных недр, очень малой скорости их разогревания за счет радиоактивного распада и больших расстояний, которые тепло должно пройти прежде, чем выйдет на земную поверхность.

Приведем несколько данных о термике спутника Земли – Луне. На Луне выполнено два измерения теплового потока, после посадки космических аппаратов «Аполлон-15» в пограничном районе между морской и континентальной областями и «Аполлон-17» – в континентальной области. В обоих случаях бурились скважины на глубину 230см, в которые вводились тепловые зонды. Стационарные температуры на Луне устанавливаются на глубине 70см и равны 253 К. Начиная с этой глубины, термический градиент, отражающий стационарный тепловой поток из недр к поверхности, соответственно равен 1,3 и 1,7 град/м. Тепловой поток из недр Луны примерно в 3–4 раза меньше земного теплового потока.

4. Тепловой баланс Земли. Солнечная радиация является главным источником тепловой энергии почти для всех природных процессов, развивающихся в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях коры. Вследствие этого вопрос о механизме преобразования солнечной энергии в географической оболочке Земли имеет большое значение для разработки широкого комплекса теоретических: и практических проблем. Для их решения необходимо знать: сколько солнечного тепла получает верхняя граница атмосферы, сколько его идет на нагревание атмосферы, на изменение состояния водяного пара в атмосфере; какое количество тепла достигает поверхности суши и океанов, какое идет на нагревание различных тел, на изменение состояния (из твердого в жидкое, из жидкого в газообразное), на химические реакции, особенно связанные с органической жизнью; сколько тепла Земля теряет посредством излучения в небесное пространство и как идет эта потеря.

Основой для изучения всех форм преобразования солнечной энергии во внешней географической оболочке является уравнение теплового баланса, выражающее закон сохранения и превращения энергии. Уравнение теплового баланса используется для выяснения закономерностей развития ряда важных геофизических процессов, протекающих под влиянием обмена и превращения энергии между геосферами и внутри их, для расчета нагревания и остывании суши и водной поверхности, испарения воды, таяния снега, нарастания льда и т. д.

Уравнение теплового баланса может быть составлено для системы атмосфера – земля, т, е. для всей Земли в целом, для атмосферы, земной поверхности, любых участков суши, океанов и морей и т. д. При составлении теплового баланса учитываются все источники поступления и расходования тепла. При этом поступающие потоки тепла учитываются со знаком плюс, расходуемые – со знаком минус.

При наличии исходных данных тепловой баланс можно рассчитать за любой промежуток времени – год, месяц, сутки. Все члены уравнения теплового баланса должны быть выражены, в одинаковых тепловых единицах – либо в виде количества тепла, т. е. в Дж, либо в виде интенсивности теплового.потока, поступающего в единицу времени на единицу поверхности, т. е. в Вт/м², Дж/(м²·год) и т. д. Последняя форма более удобна, так как позволяет получить величины, сопоставимые для разных объектов, и избежать громоздких чисел.

Определение составляющих теплового баланса, особенно таких, как например, тур-булентный теплообмен, поглощенная солнечная прямая и рассеянная солнечная радиация, эффективное излучение и излучение атмосферы и др., задача довольно сложная. Впервые вопрос об исследовании теплового баланса был поставлен выдающимся географом и климатологом А. И. Воейковым. «Я думаю, – писал он в 1884 г., – что одна из важнейших задач физических наук в настоящее время – ведение приходо-расходной книги солнечного тепла, получаемого земным шаром, с его воздушной и водяной оболочкой». Широкие исследования теплового баланса начались с конца 30-х гг. после создания методики определения его основных составляющих. Работа осуществлялась в двух направлениях: создание специальных приборов для измерения отдельных составляющих баланса и разработка методов расчета составляющих.баланса на теоретической основе. Большой вклад в развитие этих направлений внесли исследования шведского ученого А. Ангстрема, норвежского – О. Девика и советских ученых М. И. Будыко, П. П. Кузьмина, М. П. Тимофеева и др.

Наиболее полно к настоящему времени исследован тепловой баланс системы «земля – атмосфера» (т. е. Земли как планеты), атмосферы и земной поверхности. Сведения о балансе отдельных слоев атмосферы (тропосферы, пограничного слоя) и тем более отдельных внутренних геосфер Земли еще нельзя считать полными.

Земля получает тепло, поглощая коротковолновую солнечную радиацию в атмосфере, и особенно на земной поверхности. Солнечная радиация является практически единственным источником поступления тепла в систему «атмосфера–Земля». Другие источники тепла (тепло, выделяемое при распаде радиоактивных элементов внутри Земли, гравитационное тепло и др.) в сумме дают лишь одну пятитысячную долю того тепла, которое поступает на верхнюю границу атмосферы от солнечной радиации Sо и при составлении уравнения теплового баланса их можно не учитывать.

Теряется тепло с уходящей в мировое пространство коротковолновой радиацией, отразившейся от атмосферы Sоa и от земной поверхности Sоп, и за счет эффективного излучения земной поверхностью длинноволновой радиации Eэ и излучения атмосферы Еа. Таким образом, на верхней границе атмосферы тепловой баланс Земли как планеты складывается из лучистого (радиационного) теплообмена:

Sо– Sоa– Sоп– Eэ– Еа=±ΔSз, (3.4)

где ΔSз – изменение теплосодержания системы «атмосфера – Земля за период времени Δt.

Рассмотрим слагаемые этого уравнения за годовой период. Поток солнечной радиации при среднем расстоянии Земли от солнца приблизительно равен 42,6·10⁹Дж/(м²·год). Из этого потока на Землю поступает количество энергии, равное произведению солнечной постоянной I0 на площадь поперечного сечения Земли πR², т. е. I0 πR², где R – средний радиус Земли. Под влиянием вращения Земли эта энергия распределятся по всей поверхности земного шара, равной 4πR². Следовательно, среднее значение потока солнечной радиации на горизонтальную поверхность Земли без учета ослабления ее атмосферой составляет I0 πR²/4πR²= I0/4, или 0,338 кВт/м². За год на каждый квадратный метр поверхности границы атмосферы в среднем поступает около 10,66·10⁹Дж, или 10,66 ГДж солнечной энергии, т. е.S₀=10,66 ГДж/ (м²·тод). На рис. 3.1 эта величина представлена стрелкой S₀.

Рассмотрим расходную часть уравнения (3.4). Поступившая на внешнюю границу атмосферы солнечная радиация частично проникает в атмосферу, а частично отражается атмосферой и земной поверхностью в мировое пространство. По новейшим данным среднее альбедо Земли оценивается в 33%: оно складывается из отражения от облаков (26%) и отражения от подстилающей поверхности (7%). Тогда отраженная облаками радиация Sоа= 10,66·0,26=2,77 ГДж/(м²·год), земной поверхностью – Sоп=10,66·0,07=0,75 ГДж/(м²·год) и в целом Земля отражает 3,52 ГДж/(м²·год) (рис. 3.1 стрелки Sоа, Sоп, Sоз).

Земная поверхность, нагретая в результате поглощения солнечной радиации, становится источником длинноволнового излучения, нагревающего атмосферу. Поверхность всякого тела, имеющего температуру выше абсолютного нуля, непрерывно излучает тепловую энергию. Не являются исключением земная поверхность и атмосфера. Согласно закону Стефана – Больцмана интенсивность излучения зависит от температуры тела и его лучеиспускательной способности Е=βσТ4,

где Е – интенсивность излучения, или собственное излучение, Вт/м²; β –лучеиспускательная способность тела относительно абсолютно черного тела, для которого β=1; σ – постоянная Стефана – Больцмана, равная 5,67·10^-8 Вт/(м²·К⁴); Т – абсолютная температура тела.

Значения β для различных поверхностей колеблются от 0,89 (гладкая водная поверхность) до 0,99 (густая зеленая трава). В среднем для земной поверхности β принимают равным 0,95.

Абсолютные температуры земной поверхности заключены между 190 и 350 К. При таких температурах испускаемая радиация имеет длины волн 4–120мкм и, следовательно вся она инфракрасная и не воспринимается глазом.

Собственное излучение земной поверхности Ез, рассчитанное, равно 12,05 ГДж/(м²·год), что на 1,39ГДж/(м²·год), или на 13% превосходит поступившую на верхнюю границу атмосферы солнечную радиацию S₀. Столь большая отдача радиации земной поверхностью приводила бы к быстрому ее охлаждению, если бы этому не препятствовал процесс поглощения солнечной и атмосферной радиации поверхностью Земли.

Инфракрасная земная радиация, или собственное излучение земной поверхности, в интервале длин волн от 4,5 до 80 мкм интенсивно поглощается водяными парами атмосферы и только в интервале 8,5 – 11 мкм проходит сквозь атмосферу и уходит в мировое пространство. В свою очередь, водяные пары атмосферы также излучают невидимую инфракрасную радиацию, большая часть которой направлена вниз к земной поверхности, а остальная часть уходит в мировое пространство. Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением атмосферы.

Рисунок 3.1 – Тепловой баланс Земли, Гдж/(м² год)

Из встречного излучения атмосферы земная поверхность поглощает 95% его величины, так как по закону Кирхгофа лучеиспускательная способность тела равна его лучепоглотительной способности. Таким образом, встречное излучение атмосферы является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. Прямому определению встречное излучение атмосферы не поддается и рассчитывается косвенными методами. Поглощенное земной поверхностью встречное излучение атмосферы Еза=10,45 ГДж/ (м²·год). По отношению к S₀ оно составляет 98%.

Встречное излучение всегда меньше земного. Поэтому земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излученном. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Еz).

Еэ = Еz – Еzа (3.5)

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности. Это уходящее в космос тепло составляет 1,60 Гдж/(м²·год), или 15% от поступившей на верхнюю границу атмосферы солнечной радиации (на рис. 3.1 стрелка Еэ). В умеренных широтах земная поверхность теряет через эффективное излучение примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощенной радиации.

Излучение атмосферы носит более сложный характер, чем излучение земной поверхности. Во-первых, по закону Кирхгофа энергию излучают лишь те газы, которые ее поглощают, т. е, водяной пар, углекислый газ и озон. Во-вторых, излучение каждого из этих газов носит сложный избирательный характер. Поскольку содержание водяного пара с высотой уменьшается, то наиболее сильно излучающие слои атмосферы лежат на высотах 6–10км.

Длинноволновое излучение атмосферы в мировое пространство Еа=5,54 ГДж/ (м²·год), что составляет 52% от притока солнечной радиации к верхней границе атмосферы (на рис. 3.1 стрелка Еа). Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы, поступающее в космос, называется уходящей радиацией Еу. В сумме она равна 7,14ГДж /(м²·год), или 67% от притока солнечной радиации.

Подставляя в уравнение (3.4) найденные значения S0, Sоа, Sоп, Еэ и Еа, получим ΔSz=0, т. е. уходящая радиация вместе с отраженной и рассеянной коротковолновой радиацией Sоз компенсируют приток солнечной радиации к Земле. Иными словами, Земля вместе с атмосферой теряет столько же радиации, сколько получает, и, следовательно, находится в состоянии радиационного равновесия.

Тепловое равновесие Земли подтверждается многолетними наблюдениями за температурой: средняя температура Земли от года к году меняется мало, а от одного многолетнего периода к другому остается почти неизменной.

5. Тепловой баланс атмосферы. Атмосфера получает и теряет тепло, поглощая солнечную и земную радиацию и отдавая свою радиацию в мировое пространство и поверхности Земли. Кроме того, она обменивается теплом с земной поверхностью нерадиационным путем. Тепло переносится от земной поверхности в воздух или обратно путем теплопроводности. Наконец, тепло затрачивается на испарение воды с подстилающей поверхности, затем оно освобождается в атмосфере при конденсации водяного пара. С учетом сказанного уравнение теплового баланса атмосферы имеет вид

Sa–Ea+Qт+Qк=±ΔSа, (3.5)

где Sа – поглощенная атмосферой коротковолновая солнечная радиация; Еа – длинноволновое излучение атмосферы; Qт – турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой; Qк – тепло, выделяющееся при конденсации водяного пара в атмосфере; ΔSа – изменение теплозапаса атмосферы за период времени Δτ.

Солнечная радиация, поступившая в атмосферу Земли прежде чем дойти до земной поверхности, претерпевает ряд существенных изменений. Проходя сквозь атмосферу, она частично поглощается атмосферными газами и примесями, переходит в теплоту и идет на нагревание атмосферы. Частично солнечная радиация рассеивается атмосферными газами аэрозольными примесями и переходит в особую форму -рассеянной радиации.

Поглощается солнечная радиация в атмосфере главным образом в инфракрасной части спектра, причем избирательно: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени. Основным поглотителем является водяной пар, сосредоточенный в тропосфере, и особенно в нижней ее части. Из общего потока солнечной радиации водяной пар поглощает значительную долю в инфракрасной области спектра. Сильно поглощает радиацию озон. И хотя его содержание в атмосфере очень мало, тем не менее он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию, что в солнечном спектре у земной поверхности не наблюдаются волны короче 0,29 мкм.

Солнечную радиацию поглощают также атмосферные примеси и капли облаков и туманов. При сильном загрязнении воздуха (особенно в городах, при пыльных бурях, больших лесных и торфяных пожарах и т. д.), поглощение солнечной радиации может быть значительным. В каждом отдельном месте поглощение изменяется с течением времени в зависимости от содержания в воздухе поглощающих субстанций и высоты Солнца над горизонтом. В результате поглощеня.солнечная энергия преообразуетея в другие виды энергии главным образом в тепловую, а в верхних слоях в процессе ионизации – в электрическую.

Рассеивают солнечную радиацию атмосферные аэрозоли, представляющие собой взвешенные в воздухе твердые или жидкие частицы самых разных размеров, а также от-дельные молекулы воздуха. До высоты 3 км рассеяние солнечной радиации в основном обусловлено аэрозолями, а выше – преобладает молекулярное рассеяние. Рассеяние радиации тем больше, чем больше содержит воздух аэрозольных примесей.

В атмосфере в рассеянную радиацию превращается около 25% общего потока солнечной радиации. Правда, значительная доля рассеянной радиации (около 2/3) также приходит к земной поверхности. Но это уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации по спектральному составу.

Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает земной поверхности. Из 10,66 ГДж/ (м²·год) поступившей в атмосферу солнечной радиации поверхности Земли достигает радиация SПЗ =5,55 ГДж/ (м²·год), или 52%. Поглощенная атмосферой солнечная энергия Sа равна 2,34 ГДж/ (м²·год), или 22% от солнечной радиации, приходящей к атмосфере Земли (рис. 3.1 стрелка Sа).

Единственным расходным компонентом уравнения (3.5) является длинноволновое излучение атмосферы Еа в мировое пространство. Расход тепла за счет излучения атмосферы найдем из разности между уходящим Еу и эффективным Еэ излучением, т. е. Еа = 7,14 – 1,60=5,54 ГДж/ (м²·год) (рис. 3.1, стрелка Еа). Излучение атмосферы в 2,4 раза больше поглощенной атмосферой коротковолновой солнечной -радиации и составляет 52% от поступившей радиации на верхнюю границу атмосферы. За счет этого излучения атмосфера охлаждалась бы на 1,5°С/сут., если бы не существовали другие нерадиационные источники поступления тепла – приход тепла от турбулентной теплоотдачи земной поверхности и конденсации водяного пара.

Турбулентный теплообмен земной поверхности с атмосферой. Температура земной поверхности как в условиях различных ландшафтов на суше, так и на водоемах обычно не равна температуре нижнего слоя воздуха. Вследствие этого между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает вертикальный поток тепла, обусловленный турбулентной теплопроводностью приземного слоя воздуха.

Турбулентный обмен теплом в вертикальном направлении согласно теоретическим исследованиям описывается уравнением

Qт= –ρcpkdt/dz, (3.6)

где Qт – поток тепла в единицу времени через единицу площади; ρ – плотность воздуха; cp – теплоемкость воздуха, при постоянном давлении; k – коэффициент турбулентного обмена; dt/dz – вертикальный градиент температуры. Знак минуса показывает, что поток направлен от более нагретой земной поверхности в атмосферу.

Определение вертикального турбулентного потока тепла как путем прямых измерений, так и по уравнению (3.6) из-за сложности нахождения k представляет наибольшие трудности по сравнению с расчетом других членов теплового баланса. По имеющимся оценкам турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой Qт составляет небольшую величину – 0,74 ГДж/ (м²·год), или 7% пришедшей к атмосфере солнечной радиации (на рис. 3.1 стрелка Qт).

Тепло, выделяющееся при конденсации водяного пара. Количество тепла, выделяемого при конденсации водяного пара в атмосфере Qk, определяется по формуле

Qk=Lm, (3.7)

где L – удельная теплота испарения воды; m – масса сконденсировавшегося водяного пара. В среднем за год в атмосфере конденсируется огромная масса влаги – 577·10¹² м³. Эта та вода, которая испаряется с земной поверхности, а затем вновь выпадает в виде дождя и снега. Удельная теплота конденсации водяного пара исключительно велика. При 273 К (при 0°С) она равна 2,5·10⁶ Дж/кг. Перемножив одну величину на другую и принимая во внимание, что площадь поверхности Земли 510·10⁶км², получим Qk =2,46 ГДж/ (м²·год) (рис. 3.1, стрелка Qk). По отношению к пришедшей на верхнюю границу атмосферы солнечной радиации эта величина составляет 23%.

Подставляя найденные таким образом составляющие теплового баланса атмосферы в уравнение (3.5), получим, что изменение теплозапаса атмосферы ΔSа за годовой период равно нулю.

6. Тепловой баланс земной поверхности. Уравнение теплового баланса земной поверхности имеет вид

Sпз–Sоп–Eэ–Qт–Qи=±ΔSп (3.8)

где Sпз –поступившая на поверхность Земли коротковолновая радиация; Sоп – отразившаяся от земной поверхности радиацня; Еэ – эффективное излучение; Qт – турбулентный теплообмен с атмосферой; Qи –затраты тепла на испарение; ΔSп – изменение теплосодержания земной поверхности за период времени Δt.

Из поступившей на верхнюю границу солнечной радиации S₀=10,66 ГДж/ (м²·год), примем ее за 100%, поверхности Земли достигает лишь 5,55 ГДж/ (м²·год), или 52%. 2,77 ГДж/ (м²·год), или 26% солнечной радиации, отражается атмосферой и 2,34 ГДж/ (м²·год), или 22%, поглощается ею. От земной поверхности отражается еще 0,75 ГДж/ (м²·год), или 7% радиации. Таким образом, поглощенная земной поверхностью солнечная радиация Sпп=4,80 ГДж/ (м²·год), что составляет менее половины (45%) поступившей радиации на поверхность атмосферы, но значительно больше, чем поглощает атмосфера.

Расходные компоненты баланса Sоп, Еэ и Qт известны по приведенным выше расчетам. Затраты тепла на испарение Qи равны количеству тепла, выделяемому при конденсации влаги в атмосфере. Подставив найденные значения составляющих баланса в уравнение (3.8), получим, что за годовой период ΔSп = 0 и, следовательно, среднегодовая температура поверхности Земли от года к году так же, как и температура Земли, в целом не изменяется.

Заслуживает внимания то, что отношение эффективного излучения с земной поверхности к общему излучению Земли Eэ/Еу=0,22 гораздо меньше соответствующего отношения, количеств поглощенной радиации земной поверхностью и атмосферой Sпп/Sпа =0,67. Это различие показывает, какое громадное влияние.оказывает на термический режим Земли парниковый эффект. Благодаря парниковому эффекту поверхность Земли получает около 3,2 ГДж/ (м²·год) радиационной энергии, которая частично расходуется на испарение воды (2,46 ГДж/м²·год) и частично возвращается в атмосферу турбулентной теплоотдачей (0,74 ГДж/(м²·год).

Средние значения теплового баланса Земли, в целом атмосферы и земной поверхности к настоящему времени установлены с более или менее удовлетворительной степенью точности. Они достаточно плавно изменяются в зависимости от широты места и времени года.

Дата добавления: 2014-01-11