- •1 Строение и состав атмосферы
- •2 Уравнение состояния атмосферы
- •3 Статика атмосферы. Барометрическая формула.
- •4 Адиабатические процессы в атмосфере
- •5 Турбулентность в атмосфере
- •6 Прямая солнечная радиация
- •7 Рассеянная и поглощенная радиация в атмосфере
- •9 Тепловой баланс земной поверхности
- •10 Тепловой баланс Земли
- •11 Влажность воздуха
- •12 Испарение и насыщение
- •13 Облака
- •14 Осадки
- •15 Барическое поле
- •16 Циклоны и антициклоны
- •20 Атмосферные фронты
- •21 Муссоны и центры действия атмосферы
- •22 Климатообразующие процессы и факторы
- •23 Классификация климатов.
- •24 Изменения климата в геологическом прошлом
- •25 Изменения климата в историческую эпоху
9 Тепловой баланс земной поверхности
Распределение температуры воздуха в атмосфере и ее непрерывные изменения называются тепловым режимом атмосферы
Теплообмен в атмосфере осуществляется радиационным путем, а также в ходе процессов испарения и конденсации водяного пара. Молекулярная теплопроводность имеет место при обмене теплом между воздухом и землей. В атмосфере преобладает турбулентная система переноса тепла. Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить и в ходе адиабатических процессов.
Доля поглощения солнечной радиации в тропосфере очень невелика. Она может повысить температуру воздуха не более, чем на 0,50С в солнечный день. В диапазоне длинноволнового излучения из тропосферы уходит несколько большее количество тепла. Главным фактором, определяющим тепловой режим тропосферы, является теплообмен и влагообмен с земной поверхностью.
Воздух, соприкасающийся с земной поверхностью, обменивается с ней теплом путем молекулярной теплопроводности. В толще атмосферы передача тепловой энергии осуществляется путем турбулентного обмена, эффективность которого гораздо выше. Турбулентная теплопроводность увеличивает количество передачи тепла от земной поверхности в атмосферу и обратно в почву. В толще тропосферы турбулентность обеспечивает непрерывное перемешивание воздуха с различными температурными характеристиками.
В более высоких слоях атмосферы решающую роль в тепловом обмене играют излучение ее соседних слоев и уровень солнечной радиации.
Изменения температуры, происходящие в конкретной массе воздуха, называются индивидуальными. В точке с определенными координатами, например на метеорологической станции, кроме индивидуальных изменений, происходят еще и адвективные, связанные с поступлением воздушных масс из соседних областей. Если на данную территорию поступают теплые воздушные массы, то имеет место адвекция тепла, а если холодные, то наблюдается адвекция холода.
Общее состояние температурного режима воздуха в конкретной географической точке, зависящее от индивидуальных изменений и адвекции, называется локальным.
Нижние слои атмосферы в основном нагреваются или охлаждаются за счет обмена теплом с земной поверхностью. Земная поверхность поглощает прямую и рассеянную радиацию, а также и встречное излучение атмосферы. На эту поверхность тепло поступает путем теплопроводности и при конденсации в ней водяного пара. Накопленная энергия расходуется на излучение, испарение и передачу тепла в нижние слои атмосферы путем теплопроводности. Часть тепла передается в нижние слои почвы.
В сумме за любой промежуток времени количество поступающего на земную поверхность тепла и уходящего с нее одинаково. В условиях теплового равновесия сумма притока и оттока тепла должна быть равна нулю.
Уравнение теплового баланса земной поверхности определяет соотношение между поглощенной радиацией и эффективным излучением Учитывая другие элементы теплового баланса, можно записать (3.1), где P – приход тепла из воздуха или отдача его в атмосферу, A – приход или расход тепла при обмене его с более глубокими слоями почвы или воды, L.E – потеря или приход тепла в процессе испарения или конденсации, L – удельная теплота испарения, E – масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.
Уравнение (3.1) показывает, что радиационный баланс земной поверхности уравновешивается путем нерадиационной передачи тепла.
Если передача тепла направлена в сторону земной поверхности, то получаемое ей тепло накапливается в значительной мере в самой верхней ее части, называемой деятельным слоем. Температура земной поверхности при этом возрастает. При передаче тепла вверх, оно в первую очередь уходит из деятельного слоя, температура которого при этом снижается.
От суток к суткам и от года к году температура земной поверхности изменяется незначительно. Однако, в летний период происходит некоторое накопление тепла, которое расходуется зимой. Сезонные изменения количества тепла уравновешивают друг друга, в результате средняя температура земной поверхности и деятельного слоя от года к году изменяется в весьма незначительных пределах.
В почве тепло в вертикальном направлении передается путем молекулярной теплопроводности, а в воде, кроме того, еще и путем турбулентного обмена. Передача тепла по вертикали в водной среде происходит более эффективно. Турбулентность в водоемах возникает при наличии волнения и течений. Ночами и в холодное время года к турбулентному движению добавляется и термическая конвекция. При охлаждении плотность воды в поверхностном слое увеличивается, в результате чего холодная вода опускается, а на ее место поступают более теплые массы из глубины. В океанах и морях испарение с поверхности приводит к возрастанию солености поверхностных вод и, следовательно, к увеличению их плотности. Это явление также способствует усилению турбулентного обмена. В результате солнечная радиация прогревает толщу воды на значительно большую глубину, чем почву. Теплоемкость воды намного больше, чем почвы, поэтому одно и то же количества тепла нагревает воду до меньшей температуры, чем почву.В результате этих различий суточные изменения температуры распространяются в воде на десятки метров, а в почве – менее, чем один метр. Годовые колебания температуры в воде распространяются на сотни метров, а в почве – только на 10-20 м.Тепло, поступающее на водную поверхность, проникает на большие глубины и нагревает значительную толщу воды. При этом температура в поверхностном слое повышается незначительно. В почве же, тепло сосредоточивается в самом верхнем слое, температура которого резко возрастает.Член A в формуле (3.1) для воды значительно больше, чем для почвы, а член P соответственно меньше. Ночью и зимой водная среда отдает тепло в атмосферу из своего поверхностного слоя, но на место охлажденной воды наверх поднимаются массы более теплой и, следовательно, менее плотной воды. На поверхности почвы в холодное время температура падает значительно быстрее, поскольку тепло из нижних слоев поступает вверх только путем молекулярной теплопроводности. В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем на поверхности воды, а ночью и зимой – ниже. Амплитуда суточных и годовых колебаний температуры почвы значительно превышают аналогичные колебания в водной среде.Все эти различия приводят к тому, что водный бассейн накапливает летом в толще воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу зимой. Почва же, почти все тепло полученное в течение дня, ночью отдает в атмосферу, поэтому в толще земли накапливается сравнительно небольшое количество тепла. По этой причине температура воздуха над морем летом ниже, а зимой – выше, чем над сушей.