RSS    

   Физическая география

p align="left">Вблизи экватора, при большой влажности и облачности, эффективное излучение около 30 ккал/см2 в год на суше, как и на море. В направлении к высоким широтам оно растет, достигая под 60-й параллелью примерно 40--50 ккал/см2 в год над океанами. На суше оно больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 80 ккал/см2 в год.

Радиационный баланс земной поверхности за год положителен для всех мест Земли, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это значит, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами. Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс равен 20--30 ккал/см2 (карта IV). Отсюда к более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды отрицателен: от --5 до --10 ккал/см2. К низким широтам он возрастает: между 40° с. ш. и 40° ю. ш. годовые величины баланса свыше 60 ккал/см2, а между 20° с. ш. и 20° ю. ш. -- свыше 100 ккал/см2. На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, так как океаны поглощают радиацию больше. Существенные отклонения от зонального распределения имеются еще в пустынях, где баланс понижен (в Сахаре, например, до 60 ккал/см2) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличена и, стало быть, поглощенная радиация уменьшена по сравнению с другими районами под той же широтой.

В декабре (карта V)радиационный баланс отрицателен в значительной части зимнего северного полушария: нулевая изолиния проходит немного южнее 40° с. ш. К северу от этой широты баланс становится отрицательным и в Арктике достигает --4 ккал/см2 и ниже. Южнее 40° с. ш. он возрастает до 10-- 14 ккал/см2 на южном тропике, откуда убывает до 4--5 ккал/см2 в прибрежных районах Антарктиды.

В июне (карта VI)радиационный баланс во всем северном полушарии положителен. Под 60--65° с. ш. он в общем больше 8 ккал/см2. С уменьшением широты он возрастает, но медленно. По обе стороны от северного тропика он достигает максимума: 12--14 ккал/см2 и выше, а на севере Аравийского моря 16 ккал/см2 и выше. Баланс остается положительным до 40° ю. ш. Южнее он переходит к отрицательным значениям и у берегов Антарктиды снижается до 1-2 ккал/см2.В Советском Союзе годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 10 ккал/см2, а на юге -- до 50 ккал/см2.

15. Тепловой баланс и тепловой режим земной поверхности и атмосферы. Различия в тепловом режиме почвы и водоемов. Суточный годовой ход температуры

Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов. Это необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры в нижних слоях атмосферы прежде всего определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.

Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх -- в атмосферу и вниз -- в почву или в воду.

Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.

Не будем касаться некоторых менее важных процессов, например затраты тепла на таяние снега, лежащего на поверхности, или распространения тепла в глубь почвы вместе с водой осадков.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности.

Чтобы написать это уравнение, во-первых, объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в радиационный баланс.

Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности назовем Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды назовем А. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности обозначим LE, где L -- удельная теплота испарения и Е -- масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.

Можно еще сказать, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла (рис. 5.1).

Уравнение (1) действительно для любого промежутка времени, в том числе и для многолетнего периода.

Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды (в так называемом деятельном слое). Температура этого слоя, а стало быть, и температура земной поверхности при этом возрастают. Напротив, при передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит прежде всего из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.

От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем почти столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все же за летние сутки тепла уходит вниз несколько больше, чем приходит снизу. Поэтому слои почвы и воды, а стало быть, и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения прихода - расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало.

Различия в тепловом режиме почвы и водоемов

Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде -- также путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к этого рода турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев ив связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.

В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве -- менее чем до одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве -- только на 10--20 м.

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26, 27, 28


Новости


Быстрый поиск

Группа вКонтакте: новости

Пока нет

Новости в Twitter и Facebook

                   

Новости

© 2010.