Радіаційний і тепловий баланс

Кількість радіації, що попадає на земну поверхню істотно залежить від кута падіння сонячних променів. А остання залежить від широти

І=І₀ ´ cosφ,

І– кількість прямої радіації на земній повехні;

Іо – сонячна радіація, яка потрапляє на верхню межу атмосфери.

Це правило називають законом косинуса.

Більша частина сонячної радіації, що досягає земної поверхні, поглинається нею, решта відбивається. Відношення потоку відбитої радіації до загальної кількості радіації, що падає на дану поверхню, називають альбедо:

a = U/Q × 100%

Альбедо мінливе і залежить від підстильної поверхні. Найменше а водної поверхні, найбільше снігу (свіжого) до 90%.

Земна поверхня поглинає сонячну радіацію і, нагрівшись, сама її випромінює, але в інфрачервоній частині спектра. Таке випромінювання називається земним або власним. Майже 9% випромінювання земної поверхні поглинається атмосферою (переважно водяною парою і СО₂).

Різниця між надходженням і втратою радіації земною поверхнею становить її радіаційний баланс (R).

R=S+D-O-E_s+E_a;

де S – пряма, D – розсіяна, O - відбита, E_s - випромінення земної поверхні_, E_a - випромінення атмосфери.

Цей вираз називають рівнянням радіаційного балансу.

Атмосфера, на відміну від земної поверхні, більше випромінює, ніж поглинає. Дефіцит енергії, що виникає таким чином, компенсується теплом, яке надходить від земної поверхні турбулентно і з водяною парою.

У цілому Земля як планета втрачає майже стільки радіаційної енергії, скільки й одержує. Тому вважається, що Земля перебуває в стані радіаційної рівноваги.

Тепловий баланс. Тепловий баланс визначає розподіл енергії, що надходить до географічної оболонки. Тепловий баланс виражається як різниця між R і витратою тепла на процеси вологообміну, перетворення речовини та ін. Рівняння теплового балансу:

R- (LE+P+A+K_h+F)=0;

де R - радіаційний бананс, LE – теплота затрачена на випаровування, P – вертикальний турбулентний тепловий потік (або молекулярна і турбулентна теплопровідність між поверхнею і атмосферою), A – те ж з глибшими шарами літосфери, K_h і F – розхід енергії на фотохімічні та геохімічні процеси.

Найбільшими є витрати тепла, пов’язані з кругообігом вологи та турбулентним обміном теплом через повітря. Фотосинтез і ґрунтоутворення становлять менш, ніж 1% радіаційного балансу, але ці складові мають здатність нагромаджуватись протягом геологічного часу і перебувати в накопиченому стані у вигляді вугілля, нафти, горючих сланців та ін. Використання цієї енергії є основою традиційної енергетики.

Структура теплового балансу змінюється залежно від широти і від підстильної поверхні (суша, водна). Суходіл і океан поглинають різну кількість сонячної радіації і по-різному вона в них поширюється. Теплова енергія розподіляється в океані на значну глибину і це не призводить до суттєвого нагрівання води і теплоємність океанської води порівнюючи з гірськими породами та повітрям досить висока і це гальмує температурні коливання залежно від надходження теплоти. На суходолі, що прогрівається за теплий сезон лише на кілька метрів, накопичується в 10...25 разів менше тепла ніж на такій же площі океану.

Майже 80% енергії поглиненої океанською водою, витрачається на випаровування, а решта 20% - на турбулентний теплообмін з атмосферою та на механічні процеси (хвилювання, прибій та ін.). Частина енергії витрачається на перенос води течіями. Взагалі в теплообміні океан-атмосфера та океан-суходіл бере участь шар води товщиною ~50 м.

Завдяки великому запасу теплоти, нагромадженому Світовим океаном в цілому і особливо жарким поясом протягом року, а помірним влітку, а також теплоємкості і рухливості води, Світовий океан править за глобальну (грілку) географічної оболонки. Разом із суходолом Світовий океан як цілісна термодинамічна система формує клімат Землі.

Додатній баланс сонячної енергії в Світовому океані спостерігається в жаркому поясі і аж до 30-40º ш. обох півкуль. Звідси зайва енергія переноситься океанськими течіями у високі широти. Це сприяє вирівнюванню температури контрастів в океані і далі, пом’якшуючи клімат (у низьких широтах зменшує спеку, у середніх і високих - холоди).

Середня температура Землі становить приблизно +15,5ºС. Найвища температура спостерігається на термічному екваторі – лінії, що сполучає точки з найвищою річною температурою. Він має вигляд хвилястої лінії. В Північній півкулі він проходить біля 5º пн.ш. в океані і біля 10º пн.ш. на суходолі.

Розподіл температури ускладнений океанськими течіями та атмосферною циркуляцією.

По вертикалі в тропосфері температура понижується ~0,6ºС/100 м висоти за винятком інверсії температур. Тобто температура в тропосфері знижується за вологоадіабатичним законом. В аридних областях – за сухоадіабатичним законом (1ºС/100 м).

Вглиб земної кори температура підвищується з глибиною в середньому на 3ºС/100 м.

У Світовому океані спостерігається двошарова модель вод за температурою, тобто зверху теплий шар, а нижче – холодний, де температура становить +4ºС і менше.

Дата добавления: 2014-01-04