Уравнение радиационного баланса земной поверхности

Разность между приходящими к деятельному слою Земли и уходящими от него потоками лучистой энергии называют радиационным балансом деятельного слоя.

Радиационный баланс состоит из коротковолновой и длинноволновой радиации. Он включает в себя следующие элементы, называемые составляющими радиационного баланса:

• прямая радиация S’;
• рассеянная радиация D;
• отраженная радиация R_k;
• излучение земной поверхности Е_з;
• встречное излучение атмосферы Е_а.

Уравнение радиационного баланса имеет вид

где В – радиационный баланс.

Уравнение радиационного баланса может быть записано в другом виде

где Q – суммарная радиация;
Е_эф – эффективное излучение.

В пасмурную погоду при отсутствии прямой радиации

Если приход радиации больше расхода, то радиационный баланс положителен и деятельный слой Земли нагревается. При отрицательном радиационном балансе этот слой охлаждается.

Радиационный баланс днем обычно положителен, а ночью отрицателен. Примерно за 1-2 часа до захода Солнца он становится отрицательным, а утром в среднем за 1 час после восхода Солнца снова делается положительным. Ход радиационного баланса днем при ясном небе близок к ходу прямой радиации.

В годовом ходе радиационный баланс имеет в холодное время года отрицательные значения, в теплое – положительные.

Годовой ход радиационного баланса и его составляющих в условиях Харькова приведен на рисунке 3.2.

1- поглощенная радиация; 2 – радиационный баланс; 3 – эффективное излучение

Определить альбедо подстилающей поверхности, если прямая радиация на горизонтальную поверхность составляет S’ = 0,6 кал/(см 2 ·мин), рассеянная – D = 0,2 кал/(см 2 ·мин), а отраженная радиация равна Rk = 0,16 кал/(см 2 ·мин).

Суммарная радиация равна

Альбедо поверхности определяем как

Вычислить радиационный баланс деятельного слоя, если поглощенная часть прямой радиации на горизонтальную поверхность составляет S’ — Rk = 0,57 кал/(см 2 ·мин), рассеянная – D = 0,15 кал/(см 2 ·мин), собственное излучение деятельного слоя 0,42 кал/(см 2 ·мин), встречное излучение атмосферы Е_а – 0,34 кал/(см 2 ·мин). Запишем уравнение радиационного баланса в виде

Разность S’ — Rk представляет поглощенную часть прямой радиации, тогда

Положительный радиационный баланс свидетельствует о нагреве деятельной поверхности.

Найти радиационный баланс деятельного слоя, если поглощенная часть коротковолновой радиации равна 0,07 кал/(см 2 ·мин), а эффективное излучение 0,15 кал/(см 2 ·мин). Запишем уравнение радиационного баланса в виде

Величина Q — Rk представляет поглощенную деятельным слоем часть коротковолновой радиации. Следовательно, В = 0,07 — 0,15 = -0,08 кал/(см 2 ·мин) отрицательный радиационный баланс говорит об охлаждении деятельного слоя.

Видео:Радиационный балансСкачать

Уравнение радиационного баланса земной поверхности

Сухие глинистые почвы

Альбедо водных поверхностей при высоте Солнца свыше 60° меньше, чем альбедо суши, поскольку солнечные лучи, проникая в воду, в значительной мере поглощаются и рассеиваются в ней. При отвесном падении лучей А = 2— 5%, при высоте Солнца мень­ше 10° А = 50— 70%. Большое альбедо льда и снега обусловлива­ет замедленный ход весны в полярных районах и сохранение там вечных льдов.

Наблюдения за альбедо суши, моря и облачного покрова про­водятся с искусственных спутников Земли. Альбедо моря позво­ляет рассчитывать высоту волн, альбедо облаков характеризует их мощность, а альбедо разных участков суши позволяет судить о степени покрытия полей снегом и о состоянии растительного покрова.

Альбедо всех поверхностей, а особенно водных, зависит от высоты Солнца: наименьшее альбедо бывает в полуденные часы, наибольшее — утром и вечером. Это связано с тем, что при ма­лой высоте Солнца в составе суммарной радиации возрастает до­ля рассеянной, которая в большей степени, чем прямая радиа­ция, отражается от шероховатой подстилающей поверхности.

Длинноволновое излучение Земли и атмосферы

Земное излучение несколько меньше излучения абсолютно черного тела при той же температуре.

Излучение земной поверхности происходит непрерывно. Чем выше температура излучающей поверхности, тем интенсивнее ее излучение. Также непрерывно происходит излучение атмосферы, которая, поглощая часть солнечной радиации и излучения земной поверхности, сама излучает длинноволновую радиацию.

В умеренных широтах при безоблачном небе излучение атмо­сферы составляет 280—350 Вт/м², а в случае облачного неба оно на 20—30% больше. Около 62—64% этого излучения направлено к земной поверхности. Приход его на земную поверхность состав­ляет встречное излучение атмосферы. Разность этих двух потоков характеризует потерю лучистой энергии деятельным слоем. Эту разность называют эффективным излучением Еэф .

Эффективное излучение деятельного слоя зависит от его тем­пературы, от температуры и влажности воздуха, а также от об­лачности. С повышением температуры земной поверхности Еэф увеличивается, а с повышением температуры и влажности возду­ха уменьшается. Особенно влияют на эффективное излучение об­лака, так как капли облаков излучают почти так же, как и дея­тельный слой Земли. В среднем Еэф ночью и днём при ясном небе в разных пунктах земной поверхности изменяется в пределах 70—140 Вт/м².

Суточный ход эффективного излучения характеризуется мак­симумом в 12—14 ч и минимумом перед восходом Солнца. Годовой ход эффективного излу­чения в районах с континентальным климатом характеризуется максимумом в летние месяцы и минимумом в зимние. В районах с морским климатом годовой ход эффективного излучения выра­жен слабее, чем в районах, расположенных в глубине континента

Излучение земной поверхности поглощается водяным паром и углекислым газом, содержащимися в воздухе. Но коротковол­новую радиацию Солнца атмосфера в значительной степени пропускает. Это свойство атмосферы называется «оранжерейным эф­фектом» , поскольку атмосфера при этом действует подобно стек­лам в теплицах: стекло хорошо пропускает солнечные лучи, на­гревающие почву и растения в теплице, но плохо пропускает во внешнее пространство тепловое излучение нагревшейся почвы. Расчеты показывают, что при отсутствии атмосферы средняя тем­пература деятельного слоя Земли была бы на 38°С, ниже факти­чески наблюдающейся и Земля была бы покрыта вечным льдом.

Если приход радиации больше расхода, то радиационный ба­ланс положителен и деятельный слой Земли нагревается. При отрицательном радиационном балансе этот слой охлаждается. Радиационный баланс днем обычно положителен, а ночью отри­цателен. Примерно за 1—2 ч до захода Солнца он становится от­рицательным, а утром, в среднем за 1 ч после восхода Солнца снова делается положительным. Ход радиационного баланса днем при ясном небе близок к ходу прямой радиации.

Изучение радиационного баланса сельскохозяйственных угодий позволяет рассчитывать количество радиации, поглощенной посевами и почвой, в зависимости от высоты Солнца, структуры посева, фазы развития растений. Для оценки разных приемов ре­гулирования температуры и влажности почвы, испарения и дру­гих величин определяют радиационный баланс сельскохозяйствен­ных полей при различных типах растительного покрова.

Методы измерения солнечной радиации и составляющих радиационного баланса

Для измерения потоков солнечной радиации применяются аб­солютные и относительные методы и соответственно разработаны абсолютные и относительные актинометрические приборы. Абсо­лютные приборы обычно применяют только для тарировки и по­верки относительных приборов.

Относительные приборы применяются при регуляр­ных наблюдениях на сети метеостанций, а также в экспедициях, и при полевых наблюдениях. Из них наиболее широко использу­ются термоэлектрические приборы: актинометр, пиранометр и альбедометр. Приемником солнечной радиации у этих приборов слу­жат термобатареи, составленные из двух металлов (обычно ман­ганина и константана). В зависимости от интенсивности радиации между Спаями термобатареи создается разность температур и воз­никает электрический ток различной силы, который измеряется гальванометром. Для перевода делений шкалы гальванометра в абсолютные единицы применяются переводные множители, ко­торые определяются для данной пары: актинометрический при­бор — гальванометр.

Актинометр термоэлектрический (М-3) Савино­ва — Янишевского служит для измерения прямой радиации, при­ходящий на поверхность, перпендикулярную к солнечным лучам.

Пиранометр (М-80М) Янишевского служит для измере­ния суммарной и рассеянной радиации, приходящей на горизон­тальную поверхность.

При наблюдениях приемная часть пиранометра устанавливает­ся горизонтально. Для определения рассеянной радиации пирано­метр затеняется от прямой радиации теневым экраном в виде круглого диска, закрепленного на стержне на расстоянии 60 см от приемной поверхности. При измерении суммарной радиации те­невой экран отводится в сторону

Альбедометр — это пиранометр, приспособленный также. Для измерения отраженной радиации. Для этого служит устрой­ство, позволяющее поворачивать приемную часть прибора вверх (для измерения прямой) и вниз (для измерения отраженной радиаций). Определив альбедометром суммарную и отраженную радиацию, вычисляют альбе­до подстилающей поверхности. Для полевых измерений использу­ют альбедометр походный М-69.

Балансомер термоэлектрический М-10М. Этот прибор применяется для измерения радиационного баланса под­стилающей поверхности.

Кроме рассмотренных приборов, используют также люкс­метры — фотометрические приборы для измерения освещенно­сти, спектрофотометры, различные приборы для измере­ния ФАР и т. д. Многие актинометрические приборы приспособ­лены для непрерывной записи составляющих радиационного баланса.

Важной характеристикой режима солнечной радиации являет­ся продолжительность солнечного сияния. Для ее определения служит гелиограф .

В полевых условиях наиболее часто применяются пиранометры, походные альбедометры, балансомеры и люксметры. Для на­блюдений среди растений наиболее удобны походные альбедомет­ры и люксметры, а также специальные микропиранометры.

Видео:Солнечная радиация | География 8 класс #18 | ИнфоурокСкачать

Радиационный баланс Земли

Распространение солнечной радиации.Энергией для большинства земных процессов является лучистое излучение Солнца, поступление которого изменяется в течение года и зависит от географической широты. В географической оболочке потоки солнечной радиации существенно трансформируются: отражаются, поглощаются, рассеиваются. Отношение отраженной радиации к суммарной <прямой и рассеянной) называется альбедо и выражается формулой

где а — альбедо, выраженное в % или долях единицы; Q_отр— отраженная солнечная радиация; Q+q — суммарная солнечная радиация; Q — прямая; q — рассеянная.

Альбедо зависит от многих причин: высоты Солнца, облачности, характера подстилающей поверхности, времени года. Из табл. 7.2—7.3, видно, что альбедо суши в среднем больше, чем альбедо водной поверхности. Планетарное альбедо Земли оценивают в 0,3—0,35.

Земная поверхность и нижние слои атмосферы, поглощая солнечную радиацию, нагреваются и сами становятся источниками излучения. Поскольку температура земной поверхности невелика и находится в диапазоне от -90 до +80°С, излучение теплоты земными объектами, в соответствии с законом Вина, сосредоточено в инфракрасной части спектра с длиной волн от 4 до 120 мкм (максимум приходится на 10—15 мкм).

Кроме прямой (непосредственно от солнечного диска) и рассеянной (от всего небосвода) радиации на земную поверхность поступают потоки и противоизлучения атмосферы (за счет ее нагревания от земной поверхности). Разность между поступлением и потерей радиации земной поверхностью составляет ее радиационный баланс (бюджет) и выражается уравнением

где R — радиационный баланс; S — прямая солнечная радиация; D — рассеянная радиация; Q_отр— отраженная радиация; Е₃ — излучение земной поверхности; Е_А — противоизлучение атмосферы.

Земля теряет почти столько радиационной энергии, сколько получает, поэтому считают, что она находится в состоянии лучистого равновесия. Только сравнительно малая часть энергии накапливается в органическом веществе и геохимических аккумуляторах.

Влияние атмосферы на распространение солнечной радиации.Распределение солнечной энергии на Луне очень простое: около 7% отражается и лунный свет является ничем иным, как отраженным солнечным светом, 93% отражается в виде невидимой длинноволновой инфракрасной радиации. Распределение солнечной радиации на Земле сложнее, чем на Луне, поскольку она окружена атмосферой, которая избирательно пропускает электромагнитное излучение.

Таблица 7.2. Средние величины альбедо для основных видов естественных поверхностей (по Н.И.Егорову, 1966)

Если бы атмосферный воздух состоял только из постоянных газов (азота, кислорода и аргона), то он был бы прозрачен для инфракрасной радиации и, отраженная от земной поверхности, она могла бы без изменения вернуться в космическое пространство. Однако воздух содержит небольшое количество диоксида углерода, метана и водяных паров, которые в атмосфере сильно (до 50 %) адсорбируют длинноволновую радиацию. Чем короче длина волны, тем интенсивнее рассеяние, поэтому больше рассеиваются лучи синей части спектра, придавая небу голубой цвет в ясную погоду.

Таблица 7.3. Среднемесячные величины альбедо поверхности океана для различных широт (по Н.И.Егорову, 1966)

Схема радиационного баланса.Земля получает энергии в среднем 8,3 Дж/(см 2 ×мин). Если принять эту величину за 100 единиц (%), то в глобальном масштабе солнечная энергия распределяется следующим образом (рис. 7.2, левая часть). Ультрафиолетовые лучи, составляющие 3%, поглощаются озоновым слоем на верхней границе географической оболочки. 39% лучистой энергии взаимодействуют с облаками, из которых 19% отражаются, от 2 до 6% поглощаются, 15% рассеиваются и достигают земной поверхности как рассеянная радиация. Водяные пары и пыль отражают 6% и рассеивают 11% лучистой энергии. В итоге только 24% приходят на земную поверхность как прямой солнечный свет и 26% (15%+11%) как рассеянный, составляя в сумме 50%. Из этого количества 3% отражаются от земной поверхности и вместе с 6% лучистой энергии, отраженной водяными парами, и 19%, отраженной облаками, составляют 28% уходящей коротковолновой радиации. 72% покидающего географическую оболочку излучения составляет длинноволновая радиация, обусловленная эффективным излучением земной поверхности, одна треть которого поглощается в тропосфере водяным паром и диоксидом углерода.

Распространение солнечной энергии в Мировом океанеимеет некоторые особенности, поскольку поглощается толщей воды избирательно. Лучистая энергия красной части спектра поглощается почти целиком в верхнем слое до 1 м. На глубине 100 м остается около 1% энергии, смещенной в сторону сине-зеленой части спектра (вследствие этого предметы на морском дне имеют соответствующую окраску). Эту величину часто принимают за минимально возможную для осуществления нормального фотосинтеза, хотя данные свидетельствуют о деятельности растительных существ и ниже этих глубин. Глубина проникновения солнечного света во многом зависит от прозрачности воды (присутствия взвешенных частиц биогенного и абиогенного происхождения) и состояния поверхности моря.

Тепловой баланс Земли

Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию и нагреваясь, сама становится источником излучения тепла в атмосферу и через нее в мировое пространство. Чем выше температура поверхности, тем выше излучение. Собственное длинноволновое излучение Земли большей частью задерживается в тропосфере, которая при этом нагревается и излучает радиацию — противоизлучение атмосферы. Разность между излучением земной поверхности и противоизлучением атмосферы называется эффективным излучением. Оно показывает фактическую потерю тепла поверхностью Земли и составляет около 20%.

Рис. 7.2. Схема среднегодового радиационного и теплового баланса, (по К.Я.Кондратьеву, 1992)

Атмосфера в отличие от земной поверхности больше излучает, чем поглощает. Дефицит энергии компенсируется приходом тепла от земной поверхности вместе с водяным паром, а также за счет турбулентности (в процессе подъема нагретого у земной поверхности воздуха). Возникающие между низкими и высокими широтами температурные контрасты сглаживаются за счет адвекции — переноса тепла морскими и главным образом воздушными течениями от низких широт к высоким (рис. 7.2, правая часть). Для общегеографических выводов важны также ритмические колебания радиации из-за смены времен года, так как от этого зависит тепловой режим конкретной местности. Отражательные свойства земных покровов, теплоемкость и теплопроводность сред еще больше усложняют перенос тепловой энергии и распределение теплоэнергетических характеристик.

Уравнение теплового баланса.Количество тепла описывается уравнением теплового баланса, которое у каждого географического района свое. Его важнейшим компонентом является радиационный баланс земной поверхности. Солнечная радиация расходуется на нагревание почвы и воздуха (и воды), испарение, таяние снега и льда, фотосинтез, почвообразовательные процессы и выветривание горных пород. Поскольку для природы всегда характерно равновесие, равенство наблюдается между приходом энергии и ее расходом, что выражается уравнением теплового баланса земной поверхности:

где R — радиационный баланс; LE — тепло, затрачиваемое на испарение воды и таяние снега или льда (L — скрытое тепло испарения или парообразования; Е — скорость испарения или конденсации); А — горизонтальный перенос тепла воздушными и океаническими течениями или турбулентным потоком; Р — теплообмен земной поверхности с воздухом; В — теплообмен земной поверхности с почвой и горными породами; F — расход энергии на фотосинтез; С — расход энергии на почвообразование и выветривание; Q+q — суммарная радиация; а — альбедо; I — эффективное излучение атмосферы.

На долю энергии, расходуемой на фотосинтез и почвообразование, приходится менее 1% радиационного бюджета, поэтому в уравнении эти составляющие часто опускаются. Однако в реальности они могут иметь значение, поскольку эта энергия обладает способностью аккумулироваться и преобразовываться в другие виды (превратимая энергия). Маломощный, но продолжительный (сотни миллионов лет) процесс накопления превратимой энергии оказал существенное влияние на географическую оболочку. В ней скопилось около 11×10 14 Дж/м 2 энергии в рассеянном органическом веществе в осадочных породах, а также в виде каменного угля, нефти, сланцев.

Уравнение теплового баланса можно вывести для любого географического района и отрезка времени, учитывая специфичность климатических условий и вклад компонентов (для суши, океана, районов с льдообразованием, незамерзающих и др.).

Перенос и распределение тепла.Перенос тепла от поверхности в атмосферу происходит тремя путями: тепловое излучение, нагревание или охлаждение воздуха при контакте с сушей, испарение воды. Водяные пары, поднимаясь в атмосферу, конденсируются и образуют облака или выпадают в виде осадков, а выделяемое при этом тепло поступает в атмосферу. Поглощенная атмосферой радиация и тепло конденсации водяных паров задерживают потерю тепла земной поверхностью. Над засушливыми районами это влияние уменьшается, и мы наблюдаем самые большие суточные и годовые амплитуды температуры. Наименьшие амплитуды температуры присущи океаническим районам. Являясь огромным резервуаром, океан хранит больше тепла, что ослабляет годовые колебания температуры вследствие высокой удельной теплоемкости воды. Таким образом, на Земле вода играет важную роль как аккумулятор тепла.

Структура теплового баланса зависит от географической широты и типа ландшафта, который, в свою очередь, сам зависит от нее. Она существенно изменяется не только при движении от экватора к полюсам, но и при переходе с суши на море. Суша и океан различаются как по величине поглощенной радиации, так и по характеру распределения тепла. В океане летом тепло распространяется на глубину до нескольких сотен метров. За теплый сезон в океане накапливается от 1,3×10 9 до 2,5×10 9 Дж/м 2 . На суше тепло распространяется на глубину всего нескольких метров, и за теплый сезон здесь накапливается около 0,1×10 9 Дж/м 2 , что в 10—25 раз меньше, чем в океане. Благодаря большому запасу тепла, океан зимой охлаждается меньше, чем суша. Расчеты показывают, что разовое содержание тепла в океане в 21 раз превышает ее поступление к земной поверхности в целом. Даже в 4-метровом слое океанической воды тепла в 4 раза больше, чем во всей атмосфере.

До 80% энергии, поглощаемой океаном, расходуется на испарение воды. Это составляет 12×10 23 Дж/м 2 в год, что в 7 раз больше аналогичной статьи теплового баланса суши. 20% энергии расходуется на турбулентный теплообмен с атмосферой (что также больше, чем на суше). Вертикальный теплообмен океана с атмосферой стимулирует и горизонтальный перенос тепла, благодаря чему оно частично оказывается на суше. В теплообмене океана и атмосферы участвует 50-метровый слой воды.

Изменение радиационного и теплового баланса.Годовая сумма радиационного баланса почти всюду на Земле положительна, за исключением ледниковых районов Гренландии и Антарктиды. Его среднегодовые значения уменьшаются в направлении от экватора к полюсам, следуя закономерности распределения солнечной радиации по земному шару (рис. 7.3). Радиационный баланс над океаном больше, чем над сушей. Это связано с меньшим альбедо водной поверхности, повышенным влагосодержанием в экваториальных и тропических широтах. Сезонные изменения радиационного баланса происходят на всех широтах, но с разной степенью выраженности. В низких широтах сезонность определяется режимом осадков, так как термические условия здесь мало изменяются. В умеренных и высоких широтах сезонность определяется термическим режимом: радиационный баланс меняется от положительного летом до отрицательного зимой. Отрицательный баланс холодного периода года в умеренных и полярных широтах частично компенсируется за счет адвекции теплоты воздушными и морскими течениями из низких широт.

Для сохранения энергетического баланса Земли должен существовать перенос тепла в направлении полюсов. Несколько менее из этого тепла переносится океаническими течениями, остальное атмосферой. Различия в нагревании Земли обусловливают ее действия как географической тепловой машины, в которой происходит передача тепла от нагревателя к холодильнику. В природе этот процесс реализуется в двух формах: во-первых, термодинамические пространственные неоднородности формируют планетарные системы ветров и морских течений; во-вторых, данные планетарные системы сами участвуют в перераспределении тепла и влаги на земном шаре. Таким образом, от экватора в направлении к полюсам потоками воздуха или океаническими течениями переносится тепло, а к экватору переносятся холодные воздушные или водные массы. На рис. 7.4 показан перенос теплой поверхностной воды в Атлантическом океане к полюсу. Перенос тепла по направлению к полюсам достигает максимума около широты 40° и становится равным нулю у полюсов.

Приток солнечной радиации зависит не только от географической широты, но и от времени года (табл. 7.4). Примечательно, что в летний период в Арктику поступает тепла даже больше, чем на экватор, однако вследствие высокого альбедо арктических морей льды здесь не тают.

Распределение температуры.На горизонтальное распределение температуры влияют географическое положение, рельеф, свойства и вещественный состав подстилающей поверхности, системы океанических течений и характер атмосферной циркуляции в приземном и приводном слоях.

Рис. 7.3. Распределение среднегодового радиационного баланса на земной поверхности, МДж/(м 2 ×год) (по С.П.Хромову и М.А.Петросянцу, 1994)

Рис. 7.4. Перенос тепла в северной части Атлантического океана, °С (по С. Нешиба, 1991). Заштрихованы районы, где поверхностные воды теплее, чем в среднем по океану. Цифры обозначают объемные переносы воды (млн м 3 /с), стрелки — направление течений, жирная линия — Гольфстрим

Таблица 7.4. Суммарная радиация, поступающая на земную поверхность (Н.И.Егоров, 1966)

Средняя температура земной поверхности составляет около 15°С. Самые высокие температуры (рис. 7.5) наблюдаются на термическом экваторе — линии, соединяющей точки с наиболее высокой среднегодовой температурой (выше 28°С), который примерно соответствует параллели 5° с.ш. на океанах и 10° с.ш. на суше. Смещение термического экватора в Северное полушарие обусловлено охлаждающим воздействием ледяного панциря Антарктиды, с высоким до 60% альбедо и отрицательным радиационным балансом. Кроме того, большая часть Южного полушария занята водой, прогреваемость которой ниже, чем у суши.

Вертикальное распределение температуры зависит от термических свойств вещества, слагающего геосферы, и высотного (глубинного) уровня стратификации. Вверх от земной поверхности, в тропосфере, температура воздуха (за исключением присущих этому слою инверсий) понижается в среднем на 0,6°С на каждые 100 м высоты. В литосфере температура повышается с глубиной в среднем на 1—3°С на каждые 100 м (хотя и здесь возможны отклонения от нормального градиента). Для океаносферы, средняя температура которой составляет 4°С, характерна двухслойная стратификация вод: верхний однородный слой, ограниченный снизу термоклином (слоем скачка температуры), в которым происходят сильные перепады температур, и основная масса вод Мирового океана, расположенная глубже, с характерной температурой от 1 до 2,5°С.

Рис. 7.5. Распределение среднегодовой температуры воздуха на земной поверхности, °С (С.Г.Любушкина, К.В.Пашканг, 2002)

Нарушение плотностной стратификации, особенно в таких подвижных геосферах, как атмосфера и гидросфера, обусловливает движение воздуха и воды в вертикальном и горизонтальном направлениях. Усиление или ослабление этого процесса приводят к перераспределению тепла (выравниванию, понижению или повышению температуры), появлению или размыванию слоистости воздушных и водных масс.

Рис. 7.6. Схема возникновения элементарной конвективной ячейки (по К. И. Геренчуку и др.). Объяснение в тексте

Земля как тепловая машина.Основа атмосферной циркуляции — неравномерное распределение теплоты в атмосфере. Давление в любой точке атмосферы равно весу вышележащего столба воздуха. При равномерном нагревании земной поверхности и атмосферы давление с высотой изменяется одинаково во всех точках, находящихся на одной высоте, что можно изобразить с помощью изобар, которые в таком случае будут горизонтальными (рис. 7.6, а). Поступление дополнительного тепла в точку В приведет к локальному расширению воздуха и наклону изобар вверх (рис. 7.6, б). Это не вызовет изменения давления у земной поверхности, однако в атмосфере возникнет разность давления по горизонтали, причем горизонтальный барический градиент будет направлен в сторону точки А. Перенос воздуха в этом направлении на высоте приведет к увеличению массы воздуха над точкой А и, следовательно, к повышению давления в точке А. В результате градиент давления возникнет и у земной поверхности, но его направление будет противоположным к точке В (рис. 7.6, в). Соответственно этому будет происходить перенос приземного воздуха. Над теплым участком местности у земной поверхности возникает минимум давления, а над холодным — максимум. На некоторой высоте положение минимума и максимума обратное. Поскольку в области минимума воздух движется вверх (восходящий поток), а в области максимума поток воздуха нисходящий, то образуется замкнутая вертикальная конвективная ячейка циркуляции — элементарная тепловая машина. Возникающее движение изменяет свое направление под влиянием силы Кориолиса. В районах преобладания высокого давления формируются нисходящие движения воздуха — антициклоны, а в районах преимущественно пониженного давления умеренных широт — циклоны.

Атмосфера — наиболее подвижная часть географической оболочки. В механическую энергию атмосферных движений переходит 1—2% удерживаемой земной поверхностью солнечной энергии. Этот переход осуществляется в процессе функционирования географических тепловых машин, учение о которых принадлежит В.В. Шулейкину.

Самой большой географической тепловой машиной является система «экватор—полюсы», которую следует называть тепловой машиной первого рода. С ней связаны особенно крупномасштабные движения в атмосфере. В такой машине разность температур постоянно поддерживается неравномерным поступлением солнечной радиации на сферическую поверхность Земли. Поток тепла более выражен в направлении зимнего полушария, вследствие чего происходит некоторое сглаживание температурных контрастов, как по широте, так и между зимним и летним полушариями.

Различия в нагревании материков и океанов приводят к возникновению тепловых машин второго рода. Данная модель меняет свой знак в зависимости от сезона года: зимой роль нагревателя исполняет океан, летом — суша. Ей соответствует зарождение муссонов.

Географическую тепловую машину третьего рода образуют горизонтальные круговороты воды — циклонические и антициклонические кольца океанической циркуляции. Одним из таких круговоротов является система течений в Северной Атлантике, включающая Канарское, Северное Пассатное, Гольфстрим и Северо-Атлантическое течения. Общий центр этой системы располагается в Саргассовом море. Нагревателями этой машины являются Канарское течение и часть Северного Пассатного течения до тех пор, пока температура воды, переносимая течениями, ниже, чем в окружающих водах Атлантического океана, поэтому тепло устремляется от окружающих вод к течению.

Географическая тепловая машина четвертого рода — это система, в которой происходит вертикальный перенос тепла от земной поверхности в атмосферу. Атмосфера в целом холоднее, чем земная поверхность: средняя температура тропосферы равна -18°С, а в приземном двух-, трехметровом слое воздуха — 14,2°С. Таким образом, разность температур составляет около 30°С (если рассматривать ее как разность среднегодовых значений, что не совсем верно). При вертикальной компенсации разности температур воздух «всплывает» вверх, унося с собой тепло.

Географической машиной пятого рода В.В.Шулейкин назвал систему тропического циклона (урагана или тайфуна). Условия его зарождения требуют, чтобы среди относительно прохладного (для тропических широт) океана встретился относительно теплый участок с более разогретой водной поверхностью (например, вблизи архипелага или атолла), над которым устанавливается восходящее движение теплого и влажного неустойчивого воздуха. Тропический циклон представляет собой замкнутый «энергетический насос», посредством которого энергия Мирового океана передается в атмосферу и пространственно перемещается. Каждое такое образование перекачивает до нескольких десятков кубических километров воды в форме водяного пара и соответствующее количество энергии фазового перехода, которая выделяется, когда водяной пар конденсируется, и тратится на механическую работу и нагревание атмосферного воздуха. Для саморазвития тропический циклон должен горизонтально смещаться. Покидая теплую подстилающую поверхность, он лишается достаточного количества внешней энергии и ослабевает.

Тепловую машину шестого рода образуют синоптические вихри, развивающиеся в океанах на границах течений и являющиеся физическим аналогом циклонов и антициклонов атмосферы. Такие вихри (ринги) были обнаружены еще в 30-х годах XX в. вдоль восточной границы Гольфстрима, но основательно их стали изучать с помощью современных космических и океанографических средств. По характеру вращения синоптические вихри бывают циклоническими и антициклоническими. Условием для образования вихря является неустойчивость циркуляции на периферии основного течения, способствующая его меандрированию. По мере усиления пограничного течения, меандр отпочковывается в вихрь, существующий самостоятельно в течение нескольких дней, недель и даже месяцев (в истории известны вихри, наблюдавшиеся до полутора лет). Средний диаметр океанских вихрей синоптического масштаба составляет 100 км, время жизни — до трех месяцев. Влияние вихря прослеживается до глубины 1500 м. Существуют предположения, что вихри охватывают всю толщу вод Мирового океана. Синоптические вихри воздействуют на теплообмен океана с атмосферой (считается, что именно в этом диапазоне частот энергия атмосферы передается в океан), тепловое поле океанического дна, а также на термическую, физическую, химическую и биологическую структуры вод.

Циркуляция атмосферы в первом приближении складывается из горизонтальных (зональных и меридиональных) и вертикальных движений. Зональные переносы (вдоль параллелей) преобладают. Они на порядок интенсивнее меридиональных и на два порядка — вертикальных движений. Хотя меридиональные движения слабее зональных, их значение велико, так как они осуществляют межширотный обмен воздуха и сглаживают межширотные контрасты. Поэтому реальная температура воздуха на экваторе оказывается на 13,6°С ниже солярной (рассчитанной по радиационному равновесию) температуры. Средняя температура в районе Северного полюса составляет -19,0°С, что выше солярной на 25,0°С. На Южном полюсе средняя температура равна -36,5°С, что выше солярной на 7,5°С. Земля вращается вокруг своей оси и вокруг Солнца. Воздух атмосферы и воды океанов также находятся в непрерывном движении. Для поддержания движений в географической оболочке необходима движущая сила, которая возбуждает географические процессы. Эта энергия приходит от Солнца. Лучистая энергия перехватывается атмосферой и поверхностью Земли. Значительная ее часть поглощается, другая рассеивается и отражается в межпланетное пространство. Неравенство в поступлении тепла обусловливает движения в атмосфере и океане — возникает перенос тепла от экватора к полюсам. Эти движения изменяются вследствие вращения Земли. Важную роль в перераспределении тепла играет взаимодействие между атмосферой и гидросферой. Определенный вклад в этот процесс вносят локальные факторы, которые существенно осложняют сложившиеся взаимодействия компонентов, вследствие чего в природе существует множество отклонений.

💡 Видео

Радиационный баланс атмосферы Земли. Аргумент "За" или "Против"Скачать

Солнечная радиацияСкачать

Реакция на результаты ЕГЭ 2022 по русскому языкуСкачать

Радиация: в чём её измеряют и почемуСкачать

§ 21 Солнечная радиацияСкачать

Константинов П.И. - Климатология с основами метеорологии - Солнечная радиация. Часть 2Скачать

Урок 112 (осн). Уравнение теплового балансаСкачать

П27 СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ, ГЕОГРАФИЯ 8 КЛАСС, АУДИОУЧЕБНИК,СЛУШАТЬ АУДИО ОНЛАЙН, ОБРАЗОВАНИЕ В РОССИИСкачать

Всё что вы хотели знать о радиации, но не знали, у кого спроситьСкачать

Тепловой баланс Земли: сколько энергии получает наша планета?Скачать

Кислов А. В.- Климатология с основами метеорологии - Радиация в атмосфереСкачать

Уравнение теплового балансаСкачать

Солнечная радиацияСкачать

Брушков А. В. - Геокриология. Часть 1 - Тепловой баланс Земли. Часть 1Скачать

Мини урок. Солнечная радиацияСкачать

Опасность радиации, простыми словамиСкачать

Что реально спасает от радиации?Скачать

Солнечная радиация х С-часть (задания №28,29) | География ЕГЭ 2022 | УмскулСкачать