Тепловой баланс Земли

Тепловой баланс Земли

Теплово́й бала́нс Земли́ — баланс энергии процессов теплопередачи и излучения в атмосфере и на поверхности Земли. Основной приток энергии в систему атмосфера—Земля обеспечивается излучением Солнца в спектральном диапазоне от 0,1 до 4 мкм. Плотность потока энергии от Солнца на расстоянии 1 астрономической единицы равен около 1367 Вт/м² (солнечная постоянная). По данным за 2000—2004 годы[1] усреднённый по времени и по поверхности Земли этот поток составляет 341 Вт/м² (0,489 кал/см²·мин), или 1,74·1017 Вт в расчёте на полную поверхность Земли.

Астрономи́ческая едини́ца (русское обозначение: а. е.; международное: au) — исторически сложившаяся единица измерения расстояний в астрономии, приблизительно равная среднему расстоянию от Земли до Солнца.

Со́лнечная постоя́нная — суммарный поток солнечного излучения, проходящий за единицу времени через единичную площадку, ориентированную перпендикулярно потоку, на расстоянии одной астрономической единицы от Солнца вне земной атмосферы. По данным внеатмосферных измерений солнечная постоянная составляет 1367 Вт/м², или 1,959 кал/см²·мин.

Содержание

·  1 Составляющие теплового баланса

 

·  2 Внутреннее тепло Земли

·  Историческая справка

Составляющие теплового баланса

Основной приток энергии к Земле обеспечивается солнечным излучением и составляет около 341 Вт/м²(0,489кал/см²·мин) в среднем по всей поверхности планеты. Внутренние источники тепла (радиоактивный распад, стратификация по плотности) по сравнению с этой цифрой незначительны (около 0,08 Вт/м²)[2].

Из 341 Вт/м²(0,489 кал/см²·мин) солнечного излучения, попадающего на Землю, примерно 30 % (102 Вт/м²; 0.146 кал/см²·мин ) сразу же отражается от поверхности Земли (23 Вт/м²; 0,033кал/см²·мин) и облаков (79 Вт/м²; 0,113кал/см²·мин), а 239 Вт/м² (0,343кал/см²·мин) в сумме поглощается атмосферой (78 Вт/м²) и поверхностью Земли (161 Вт/м²)[1]. Поглощение в атмосфере обусловлено, в основном, облаками и аэрозолями[2].

Из 161 Вт/м² поглощаемой поверхностью Земли энергии 40 Вт/м² возвращается в космическое пространство в виде теплового излучения диапазона 3–45 мкм, ещё 97 Вт/м² передаются атмосфере за счёт различных тепловых процессов (80 Вт/м² — испарение воды, 17 Вт/м² — конвективный теплообмен). Кроме того, около 356 Вт/м² излучения Земли поглощается атмосферой, из которых 333 Вт/м² возвращается в виде обратного излучения атмосферы. Таким образом, полное тепловое излучение поверхности Земли составляет 396 Вт/м² (356+40), что соответствует средней тепловой температуре 288 К (15 °С)[1][2].

Атмосфера излучает в космическое пространство 199 Вт/м², включая 78 Вт/м², полученные от излучения Солнца, 97 Вт/м², полученные от поверхности Земли, и разность между поглощаемым атмосферой излучением поверхности и обратным излучением атмосферы в объёме 23 Вт/м²[1]

Внутреннее тепло Земли

Внутренние источники тепла Земли менее значительны по мощности, чем внешние. Считается, что основными источниками являются: распад долгоживущих радиоактивных изотопов (уран-235 и уран-238, торий-232, калий-40), гравитационная дифференциация вещества, приливное трение, метаморфизм, фазовые переходы[4].

Средняя плотность теплового потока по земному шару составляет 87±2 мВт/м² или (4,42±0,10)·1013 Вт в целом по Земле[5], то есть примерно в 5000 раз меньше, чем средняя солнечная радиация. В океанских районах этот показатель составляет в среднем 101±2 мВт/м², в континентальных — 65±2 мВт/м²[5]. В глубоководных океанических желобах она меняется в пределах 28-65 мВт/м², на континентальных щитах — 29-49 мВт/м², в областях геосинклиналей и срединно-океанических хребтах может достигать 100-300 мВт/м² и более[4]. Около 60 % теплового потока (2,75·1013 Вт) приходится на внутренние источники тепла[6], остальные 40 % обусловлены остыванием планеты.Согласно измерениям нейтринного потока из недр Земли, на радиоактивный распад приходится 24 ТВт (2,4·1013 Вт) внутреннего тепла[7].

алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее. Выражается уравнением:

где R — радиационный баланс земной поверхности; P — турбулентный поток тепла между земной поверхностью и атмосферой; LE — затрата тепла на испарение; В — поток тепла от земной поверхности в глубь почвы или воды или обратно. Соотношение компонентов баланса изменяется во времени в зависимости от свойств подстилающей поверхности и географические широты места. Характер теплового баланса земной поверхности и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов. Данные о тепловом балансе земной поверхности играют большую роль в изучении изменений климата, географических зональности, термического режима организмов.

 

Поглощая лучистую энергию Солнца, Земля сама становится источником излучения. Однако радиация Солнца и радиация Земли существенно различны. Прямая, рассеянная и отраженная радиация Солнца имеет длину волн, заключающуюся в интервале от 0,17 до 2—4 мк, и называется коротковолновой радиацией. Нагретая поверхность земли в соответствии со своей температурой излучает радиацию в основном в интервале длин волн от 2—4 до 40 мк и называется длинноволновой. Вообще говоря, как радиация Солнца, так и радиация Земли имеют волны всех длин. Но основная часть энергии (99,9%) заключается в указанном интервале длин волн. Различие в длине волн радиации Солнца и Земли играет большую роль в тепловом режиме поверхности земли.

Таким образом, нагреваясь лучами Солнца, наша планета сама становится источником излучения. Испускаемые земной поверхностью длинноволновые, или тепловые, лучи, направленные снизу вверх, в зависимости от длины волны или беспрепятственно уходят через атмосферу, или задерживаются ею. Установлено, что излучение волн длиной 9—12 мк свободно уходит в межзвездное пространство, вследствие чего поверхность земли теряет некоторую часть своего тепла.

Для решения задачи теплового баланса земной поверхности и атмосферы следовало определить, какое количество солнечной энергии поступает в различные районы Земли и какое количество этой энергии преобразуется в другие виды.

Попытки рассчитать количество поступающей солнечной энергии на земную поверхность относятся к середине XIX века, после того как были созданы первые актинометрические приборы. Однако только в 40-х годах XX века началась широкая разработка задачи изучения теплового баланса. Этому способствовало широкое развитие актинометрической сети станций в послевоенные годы, особенно в период подготовки к Международному Геофизическому Году. Только в СССР число актинометрических станций к началу МГГ достигло 200. При этом значительно расширился объем наблюдений на этих станциях. Кроме измерения коротковолновой радиации Солнца, определялся радиационный баланс земной поверхности, т. е. разность между поглощенной коротковолновой радиацией и длинноволновым эффективным излучением подстилающей поверхности. На ряде актинометрических станций были организованы наблюдения за температурой и влажностью воздуха на высотах. Это позволило произвести вычисления затрат тепла на испарение и турбулентный теплообмен.

Помимо систематических актинометрических наблюдений, ведущихся на сети наземных актинометрических станций по однотипной программе, в последние годы проводятся экспериментальные работы по исследованию радиационных потоков в свободной атмосфере. С этой целью на ряде станций с помощью специальных радиозондов производятся систематические измерения баланса длинноволновой радиации на различных высотах в тропосфере. Эти наблюдения, а также данные о потоках радиации в свободной атмосфере, полученные с помощью свободных аэростатов, самолетов, геофизических ракет и искусственных спутников Земли, позволили изучить режим составляющих теплового баланса.

Используя материалы экспериментальных исследований и широко применяя расчетные методы, сотрудниками Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова Т. Г. Берлянд, Н. А. Ефимовой, Л. И. Зубенок, Л. А. Строкиной, К. Я. Винниковым и другими под руководством М. И. Будыко в начале 50-х годов впервые была построена серия карт составляющих теплового баланса для всего земного шара. Эта серия карт вначале была опубликована в 1955 г. В изданном Атласе содержались карты суммарного распределения солнечной радиации, радиационного баланса, затраты тепла на испарение и турбулентный теплообмен в среднем за каждый месяц и год. В последующие годы, в связи с получением новых данных, особенно за период МГГ, были уточнены данные составляющих теплового баланса и построена новая серия карт, которые были изданы в 1963 г.

Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы, учитывая приток и отдачу тепла для системы Земля — атмосфера, отражает закон сохранения энергии. Чтобы составить уравнение теплового баланса Земля — атмосфера, следует учесть все тепло — получаемое и расходуемое,— с одной стороны, всей Землей вместе с атмосферой, а с другой — отдельно подстилающей поверхностью земли (вместе с гидросферой и литосферой) и атмосферой. Поглощая лучистую энергию Солнца, земная поверхность часть этой энергии теряет через излучение. Остальная часть расходуется на нагревание этой поверхности и нижних слоев атмосферы, а также на испарение. Нагревание подстилающей поверхности сопровождается теплоотдачей в почву, а если почва влажная, то одновременно происходит затрата тепла и на испарение почвенной влаги.

Таким образом, тепловой баланс Земли в целом складывается из четырех составляющих.

Радиационный баланс (R). Он определяется разностью между количеством поглощенной коротковолновой радиации Солнца и длинноволновым эффективным излучением.

Теплообмен в почве, характеризующий процесс теплопередачи между поверхностными и более глубокими слоями почвы (А). Этот теплообмен зависит от теплоемкости и теплопроводности почвы.

Турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой (Р). Он определяется количеством тепла, которое подстилающая поверхность получает или отдает атмосфере в зависимости от соотношения между температурами подстилающей поверхности и атмосферы.

Тепло, затрачиваемое на испарение (LE). Оно определяется произведением скрытой теплоты парообразования (L) на испарение (Е).

Эти составляющие теплового баланса связаны между собою следующим соотношением:

R=A+P+LE

Расчеты составляющих теплового баланса позволяют определить, как преобразуется на поверхности земли и в атмосфере приходящая солнечная энергия. В средних и высоких широтах приток солнечной радиации летом положителен, зимой отрицателен. Согласно вычислениям южнее 39° с. ш. баланс лучистой энергии положителен в течение всего года, На широте около 50° на Европейской территории СССР баланс положителен с марта по ноябрь и отрицателен в течение трех зимних месяцев. На широте 80° положительный радиационный баланс наблюдается лишь в период май — август.

В соответствии с расчетами теплового баланса Земли суммарная солнечная радиация, поглощенная поверхностью земли в целом, составляет 43% от солнечной радиации, приходящей на внешнюю границу атмосферы. Эффективное излучение с земной поверхности равно 15% этой величины, радиационный баланс — 28%, затрата тепла на испарение — 23% и турбулентная теплоотдача — 5%.

Рассмотрим теперь некоторые результаты расчета составляющих теплового баланса для системы Земля — атмосфера. Здесь приведены четыре карты: суммарной радиации за год, радиационного баланса, затраты тепла на испарение и затраты тепла на нагревание воздуха путем турбулентного теплообмена, заимствованные из Атласа теплового баланса земного шара (под ред. М. И. Будыко). Из карты, изображенной на рисунке 10, следует, что наибольшие годовые величины суммарной радиации приходятся на засушливые зоны Земли. В частности, в Сахарской и Аравийской пустынях суммарная радиация за год превышает 200 ккал/см2, а в высоких широтах обоих полушарий она не превышает 60—80 ккал/см2.

На рисунке 11 приведена карта радиационного баланса. Легко видеть, что в высоких и средних широтах радиационный баланс возрастает в сторону низких широт, что связано с увеличением суммарной и поглощенной радиации. Интересно отметить, что, в отличие от изолиний суммарной радиации, изолинии радиационного баланса при переходе с океанов на материки разрываются, что связано с различием альбедо и эффективного излучения. Последние меньше для водной поверхности, поэтому радиационный баланс океанов превышает радиационный баланс материков.

Наименьшие годовые суммы (около 60 ккал/см2) характерны для районов, где преобладает облачность, как и в сухих областях, где высокие значения альбедо и эффективного излучения уменьшают радиационный баланс. Наибольшие годовые суммы радиационного баланса (80—90 ккал/см2) характерны для малооблачных, но сравнительно влажных тропических лесов и саванн, где приход радиации хотя и значителен, однако альбедо и эффективное излучение больше, чем в пустынных районах Земли.

Распределение годовых величин испарения представлено на рисунке 12. Затрата тепла на испарение, равная произведению величины испарения на скрытую теплоту парообразования (LЕ), определяется в основном величиной испарения, так как скрытая теплота парообразования в естественных условиях меняется в небольших пределах и в среднем равна 600 кал на грамм испаряющейся воды.

Как следует из приведенного рисунка, испарение с суши в основном зависит от запасов тепла и влаги. Поэтому максимальные годовые суммы испарения с поверхности суши (до 1000 мм) имеют место в тропических широтах, где значительные тепловые

ресурсы сочетаются с большим увлажнением. Однако океаны являются наиболее важными источниками испарения. Максимальные величины его здесь достигают 2500—3000 мм. При этом наибольшее испарение происходит в районах со сравнительно высокими значениями температуры поверхностных вод, в частности в зонах теплых течений (Гольфстрим, Куро-Сиво и др.). Наоборот, в зонах холодных течений величины испарения небольшие. В средних широтах существует годовой ход испарения. При этом, в отличие от суши, максимальное испарение на океанах наблюдается в холодное время года, когда сочетаются большие вертикальные градиенты влажности воздуха с повышенными скоростями ветра.