Радиационный и тепловой баланс земной поверхности, атмосферы и Земли в целом

Разность между поглощенной солнечной ра­диацией и эффективным излучением составля­ет радиационный баланс, или остаточную

радиацию земной поверхности (B). Радиа­ционный баланс, осредненный для всей по­верхности Земли, можно записать в виде фор-

Длинноволновая уходящая земная и атмосферная радиация 70%

Приходящая коротковолновая радиация 100%

Коротковолновая радиация: отраженная и рассеянная в космос 30%

Уходящая радиация —70%

А = 30%

мулы B=Q(1–A) – Е_эф или В=Q–R_k– Е_эф.На рисунке 24 показано приблизительное про­центное соотношение различных видов радиа­ции, участвующих в радиационном и тепловом балансе. Очевидно, что поверхность Земли по­глощает 47 % от всей поступившей на плане­ту радиации, а эффективное излучение состав­ляет 18 %. Таким образом, радиационный ба­ланс, осредненный для поверхности всей Земли, положительный и составляет 29 %.

Распределение радиационного баланса по земной поверхности отличается значительной сложностью. Познание закономерностей это­го распределения исключительно важно, по­скольку под влиянием остаточной радиации формируется температурный режим подстила­ющей поверхности и тропосферы и в целом климат Земли. Анализ карт радиационного ба­ланса земной поверхности за год (рис. 25) приводит к следующим выводам.

Рис. 24. Схема радиационного и теплового балансов зем­ной поверхности (по К. Я. Кондратьеву)

Годовая сумма радиационного баланса по­верхности Земли почти повсюду положитель­на, за исключением ледяных плато Антаркти­ды и Гренландии. Его годовые величины зо­нально и закономерно уменьшаются от экватора к полюсам в соответствии с главным фактором — суммарной радиацией. Причем разница величин радиационного баланса меж­ду экватором и полюсами значительнее раз­ности величин суммарной радиации. Поэтому зональность радиационного баланса выраже­на весьма ярко.

Следующая закономерность радиационного баланса — возрастание его при переходе с суши на Океан с разрывами и смешениями изолиний вдоль берега. Эта особенность луч­ше выражена в экваториально-тропических

широтах и постепенно сглаживается к поляр­ным. Больший радиационный баланс над океа­нами объясняется меньшим альбедо воды, осо­бенно в экваториально-тропических широтах, и пониженным эффективным излучением вследствие более низкой температуры поверх­ности Океана и значительного влагосодержа-ния воздуха и облачности. Вследствие повы­шенных величин радиационного баланса и большой площади Океана на планете (71 %) именно ему принадлежит ведущая роль в теп­ловом режиме Земли. А разница в радиаци­онном балансе океанов и материков обуслов­ливает их постоянное и глубокое взаимовли­яние друг на друга на всех широтах.

Сезонные изменения радиационного ба­ланса в экваториально-тропических широтах невелики (рис. 26, 27). Следствием этого яв­ляются небольшие колебания температуры в течение года. Поэтому сезоны года определя­ются там не ходом температур, а годовым ре­жимом осадков. Во внетропических широтах происходят качественные изменения ради­ационного баланса от положительных до

Рис. 25. Радиационный баланс земной поверхности за год [МДж/(м²xгод)] (по С. П. Хромову и М. А. Петросян-

цу)

отрицательных значений в течение года. Летом на обширных пространствах умерен­ных и частично высоких широт величины ра­диационного баланса значительны (например, в июне на суше у Северного полярного кру­га они такие же, как в тропических пустынях) и колебания его по широтам сравнительно невелики. Это отражается на температурном режиме и соответственно на ослаблении междуширотной циркуляции в этот период. Зимой на больших просторах радиационный баланс отрицательный: линия нулевого радиа­ционного баланса самого холодного месяца проходит над сушей примерно вдоль 40° ши­роты, над океанами — вдоль 45°. Различная термобарическая обстановка приводит зимой к активизации атмосферных процессов в умеренных и субтропических широтных зо­нах. Отрицательный радиационный баланс зимой в умеренных и полярных широтах от­части компенсируется притоком тепла с воз­душными и водными массами из экваториаль­но-тропических широт. В отличие от низких широт в умеренных и высоких широтах сезо­ны года обусловлены прежде всего термиче­скими условиями, зависящими от радиацион­ного баланса.

40;>120_ 100 к западу от Гринвича Оквост

куот Гринвича 120 140 160 180 160-6° 14

В горах всех широт распределение радиа­ционного баланса усложнено влиянием высо­ты, продолжительностью снежного покрова, инсоляционной экспозицией склонов, облач­ностью и пр. В целом, несмотря на повышен­ные величины суммарной радиации в горах, радиационный баланс там меньше за счет аль­бедо снега и льда, увеличения доли эффек­тивного излучения и иных факторов.

Атмосфера Земли имеет свой собственный радиационный баланс. Приход радиации в ат­мосферу осуществляется за счет поглощения как коротковолновой солнечной радиации, так и длинноволнового земного излучения. Расхо­дуется радиация атмосферой при встречном из­лучении, которое полностью компенсируется земным излучением, и за счет уходящей ра­диации. По расчетам специалистов, радиаци­онный баланс атмосферы отрицательный (-29 %).

В целом радиационный баланс поверхнос­ти и атмосферы Земли равен 0, т. е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия. Однако избыток радиации на поверхности Зем­ли и недостаток ее в атмосфере заставляют задать вопрос: почему же при избытке ради­ации поверхность Земли не испепеляется, а

Рис. 26. Радиационный баланс земной поверхности за июнь [в 10² МДж/(м²xмес.)]

атмосфера при ее недостатке не замерзает до температуры абсолютного нуля? Дело в том, что между поверхностью Земли и атмосферой (как и между поверхностью и глубинными сло­ями Земли и воды) существуют нерадиацион­ные способы передачи тепла. Первый — это молекулярная теплопроводность и турбулент­ный теплообмен (Р), в процессе которых осу­ществляется нагрев атмосферы и перераспре­деление в ней тепла по вертикали и по гори­зонтали. Нагреваются также глубинные слои земли и воды. Второй — активный теплооб­мен, который происходит при переходе воды из одного фазового состояния в другое: при испарении тепло поглощается, а при конден­сации и сублимации водяного пара происхо­дит выделение скрытой теплоты парообразо­вания (LЕ).

Именно нерадиационные способы переда­чи тепла уравновешивают радиационные ба­лансы земной поверхности и атмосферы, при­водя и тот и другой к нулю и не допуская пе­регрева поверхности и переохлаждения атмосферы Земли. Земная поверхность теря­ет 24% радиации в результате испарения во-

180 ^160 ^140^^120, 100 к западу от Гринвича Ок ~^ с^^Х

Рис. 27. Радиационный баланс земной поверхности за де­кабрь [в 1СГ МДж/(м²Хмес.)]

ш

о.

С„

ды (а атмосфера соответственно столько же получает за счет последующей конденсации и сублимации водяного пара в виде облаков и

Рис. 28. Составляющие теплового баланса земной по­верхности в дневное время суток (по С. П. Хромову)

туманов) и 5% радиации при нагреве атмо­сферы от земной поверхности. В сумме это составляет те самые 29% радиации, которые избыточны на земной поверхности и которых недостает атмосфере.

Алгебраическая сумма всех приходов и рас­ходов тепла на земной поверхности и в атмо­сфере называется тепловым балансом; ра­диационный баланс является, таким образом, важнейшей составляющей теплового баланса. Уравнение теплового баланса земной поверх­ности имеет вид: В—LЕ—Р+G = 0, где В — радиационный баланс земной поверхности, LЕ — затрата тепла на испарение (L – удель­ная теплота испарения, Е — масса испарив­шейся воды), Р — турбулентный теплообмен между подстилающей поверхностью и атмо­сферой, G — теплообмен с подстилающей по­верхностью (рис. 28). Потеря тепла поверх­ностью на нагрев деятельного слоя днем и ле­том почти полностью компенсируется его поступлением обратно из глубин к поверхно­сти ночью и зимой, поэтому средняя много­летняя годовая температура верхних слоев поч­вы и воды Мирового океана считается посто­янной и G практически для любой поверхности можно считать равной нулю. Поэтому в мно-

голетнем выводе годовой тепловой баланс по­верхности суши и Мирового океана расходу­ется на испарение и теплообмен между под­стилающей поверхностью и атмосферой.

Распределение теплового баланса по по­верхности Земли отличается большей слож­ностью, чем радиационного, из-за многочис­ленных влияющих на него факторов: облач­ности, осадков, нагрева поверхности и др. На разных широтах значения теплового баланса отличаются от 0 в ту или другую сторону: в высоких широтах он отрицательный, а в низ­ких — положительный. Недостаток тепла в северных и южных полярных областях ком­пенсируется переносом его из тропических ши­рот главным образом с помощью океаничес­ких течений и воздушных масс, тем самым между различными широтами земной поверх­ности устанавливается тепловое равновесие.

Тепловой баланс атмосферы записывается следующим образом: – В+LЕ+Р=0.

Очевидно, что взаимодополняющие друг друга тепловые режимы поверхности и атмо­сферы Земли уравновешивают друг друга: всю солнечную радиацию, поступающую на Землю (100 %), уравновешивают потери радиации Земли за счет отражения (30 %) и излучения (70 %), поэтому в целом тепловой баланс Зем­ли, как и радиационный, равен 0. Земля находится в лучистом и тепловом равнове­сии, и любое его нарушение может привести к перегреву или охлаждению нашей пла­неты.

Характер теплового баланса и его энерге­тический уровень определяют особенности и интенсивность большинства процессов, про­исходящих в географической оболочке, и преж­де всего термический режим тропосферы.