Тепловой баланс земной поверхности и системы Земля-тропосфера

Понятие о термобарическом поле Земли

Сезонные колебания радиационного баланса

Сезонные колебания радиационного режима Земли в целом соответствуют изменениям облучения северного и южного полушарий при годовом обращении Земли вокруг Солнца.

В экваториальном поясе сезонных колебаний солнечного тепла нет: и в декабре, и в июле радиационный баланс равен 6-8 ккал/см² на суше и 10-12 ккал/см² на море в месяц.

В тропических поясах уже достаточно отчетливо выражены сезонные колебания. В Северном полушарии – в Северной Африке, Южной Азии и Центральной Америке – в декабре радиационный баланс равен 2-4 ккал/см², а в июне 6-8 ккал/см² в месяц. Такая же картина наблюдается и в Южном полушарии: радиационный баланс выше в декабре (лето), ниже в июне (зима).

Во всем умеренном поясе в декабре к северу от субтропиков (нулевая линия баланса проходит через Францию, Среднюю Азию и остров Хоккайдо) баланс отрицательный. В июне даже близ полярного круга радиационный баланс равен 8 ккал/см² в месяц. Наибольшая амплитуда радиационного баланса свойственна материковому Северному полушарию.

Тепловой режим тропосферы определяется как поступлением солнечного тепла, так и динамикой воздушных масс, осуществляющей адвекцию тепла и холода. С другой стороны, само движение воздуха вызывается температурным градиентом (падением температуры на единицу расстояния) между экваториальными и полярными широтами и между океанами и материками. В результате этих сложных динамических процессов сформировалось термобарическое поле Земли. Оба его элемента – температура и давление – настолько взаимосвязаны, что это в географии принято говорить о едином термобарическом поле Земли.

Тепло, получаемое земной поверхностью, преобразуется и перераспределяется атмосферой и гидросферой. Тепло расходуется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен и на перераспределение тепла между сушей и океаном.

Наибольшее количество тепла расходуется на испарение воды с океанов и материков. В тропических широтах океанов на испарение затрачивается примерно 100-120 ккал/см² в год, а в акваториях с теплыми течениями до 140 ккал/см² в год, что соответствует испарению слоя воды в 2 м мощностью. В экваториальном поясе на испарение затрачивается значительно меньше энергии, то есть примерно 60 ккал/см² в год; это равносильно испарению однометрового слоя воды.

На материках максимальные затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным климатом. В тропических широтах суши расположены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах затраты тепла на испарение в океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97 % всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен около 20 % солнечной радиации.

Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования. Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и движении воздушных масс.

Максимальное для всей тропосферы количество тепла от конденсации водяного пара получают экваториальные широты - примерно 100-140 ккал/см² в год. Это объясняется поступлением сюда огромного количества влаги, приносимой пассатами из тропических акваторий, и поднятием воздуха над экватором. В сухих тропических широтах количество скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: менее 10 ккал/см² в год в материковых пустынях и около 20 ккал/см² в год над океанами. Решающую роль в тепловом и динамическом режиме атмосферы играет вода.

Радиационное тепло поступает в атмосферe также через турбулентный теплообмен воздуха. Воздух – плохой проводник тепла, поэтому молекулярная теплопроводность может обеспечить нагрев только незначительного (единицы метров) нижнего слоя атмосферы. Тропосфера нагревается путем турбулентного, струйного, вихревого перемешивания: воздух нижнего, прилегающего к земле слоя, нагревается, струями поднимается, на его место опускается верхний холодный воздух, который тоже нагревается. Таким образом тепло быстро передается от почвы воздуху, от одного слоя к другому.

Турбулентный поток тепла больше над материками и меньше над океанами. Максимального значения он достигает в тропических пустынях, до 60 ккал/см² в год, в экваториальной и субтропических зонах снижается до 30-20 ккал/см², а в умеренных – 20-10 ккал/см² в год. На большей площади океанов вода отдает атмосфере около 5 ккал/см² в год, и только в субполярных широтах воздух от Гольфстрима и Куросиво получает тепла до 20-30 ккал/см² в год.

В отличие от скрытой теплоты парообразования турбулентный поток атмосферой удерживается слабо. Над пустынями он передается вверх и рассеивается, поэтому пустынные зоны и выступают как области охлаждения атмосферы.

Тепловой режим континентов в связи с их географическим положением различен. Затраты тепла на испарение на северных материках определяется их положением в умеренном поясе; в Африке и Австралии – аридностью их значительных площадей. На всех океанах огромная доля тепла затрачивается на испарение. Затем часть этого тепла переносится на материки и утепляет климат высоких широт.

Анализ теплообмена между поверхностью материков и океанов позволяет сделать следующие выводы:

1. В экваториальных широтах обоих полушарий атмосфера получает от нагретых океанов тепла до 40 ккал/см² в год.

2. От материковых тропических пустынь тепла в атмосферу практически не поступает.

3. Линия нулевого баланса проходит по субтропикам, близ 40⁰ широты.

4. В умеренных широтах расход тепла излучением больше поглощенной радиации; это значит, что климатическая температура воздуха умеренных широт определяется не солнечным, а адвективным (принесенным из низких широт) теплом.

5. Радиационный баланс Земля-Атмосфера диссиметричен относительно плоскости экватора: в полярных широтах северного полушария он достигает 60, а в соответствующих южных – только 20 ккал/см² в год; тепло переносится в северное полушарие интенсивнее, чем в южное, приблизительно в 3 раза. Балансом системы Земля-атмосфера определяется температура воздуха.

8.16.Нагревание и охлаждение атмосферы в процессе взаимодействия системы «океан-атмосфера-материки»

Поглощение солнечных лучей воздухом дает не более 0,1⁰С тепла нижнему километровому слою тропосферы. Непосредственно от Солнца атмосфера получает не более 1/3 тепла, а 2/3 она усваивает от земной поверхности и, прежде всего, от гидросферы, которая передает ей тепло через водяной пар, испарившийся с поверхности водной оболочки.

Солнечный лучи, прошедшие через газовую оболочку планеты, в большинстве мест земной поверхности встречают воду: на океанах, в водоемах и болотах суши, во влажной почве и в листве растений. Тепловая энергия солнечной радиации расходуется прежде всего на испарение. Количество тепла, затрачиваемое на единицу испаряющейся воды, называется скрытой теплотой парообразования. При конденсации пара теплота парообразования поступает в воздух и нагревает его.

Усвоение солнечного тепла водоемами отличается от нагревания суши. Теплоемкость воды примерно в 2 раза больше, чем почвы. При одинаковом количестве тепла вода нагревается вдвое слабее, чем почвы. При охлаждении соотношение обратное. Если на теплую океанскую поверхность проникает холодная воздушная масса, то тепло проникает в слой до 5 км. Прогревание тропосферы обязано скрытой теплоте парообразования.

Турбулентное перемешивание воздуха (беспорядочное, неравномерное, хаотическое) создает конвекционные токи, интенсивность и направление которых зависят от характера местности и общепланетарной циркуляции воздушных масс.

Понятие об адиабатическом процессе. Важная роль в тепловом режиме воздуха принадлежит адиабатическому процессу.

Понятие об адиабатическом процессе. Важнейшая роль в тепловом режиме атмосферы принадлежит адиабатическому процессу. Адиабатическое нагревание и охлаждение воздуха происходит в одной массе, без обмена теплом с другими средами.

При опускании воздуха из верхних или средних слоев тропосферы или по склонам гор он из разряженных слоев поступает в более плотные, молекулы газа сближаются, их соударения усиливаются и кинетическая энергия движения молекул воздуха переходит в тепловую. Воздух нагревается, не получая тепло ни от других воздушных масс, ни от земной поверхности. Адиабатическое нагревание происходит, например, в тропическом поясе, над пустынями и над океанами в этих же широтах. Адиабатическое нагревание воздуха сопровождается его иссушением (что является главной причиной образования пустынь в тропическом поясе).

В восходящих токах воздух адиабатически охлаждается. Из плотной нижней тропосферы он поднимается в разряженную среднюю и верхнюю. При этом плотность его уменьшается, молекулы одна от другой удаляются, сталкиваются реже, тепловая энергия, полученная воздухом от нагретой поверхности, переходит в кинетическую, тратится на механическую работу на расширение газа. Этим объясняется охлаждение воздуха при поднятии.

Сухой воздух адиабатически охлаждается на 1⁰С на 100 м подъема, это – адиабатический процесс. Однако природный воздух содержит водяной пар, при конденсации которого выделяется тепло. Поэтому фактически температура падает на 0,6⁰С на 100 м (или на 6⁰С на 1 км высоты). Это влажно-адиабатический процесс.

При опускании и сухой и влажный воздух нагреваются одинаково, поскольку при этом конденсации влаги не происходит и скрытая теплота парообразования не выделяется.

Наиболее отчетливо типичные черты теплового режима суши проявляются в пустынях: большая доля солнечной радиации отражается от светлой их поверхности, тепло не расходуется на испарение, и идет на нагревание сухих горных пород. От них днем воздух нагревается до высоких температур. В сухом воздухе тепло не задерживается и беспрепятственно излучается в верхнюю атмосферу и межпланетное пространство. Пустыни для атмосферы в планетарном масштабе также служат окнами охлаждения.

Дата добавления: 2014-11-20