Тепловой баланс земной поверхности

2. Тепловой баланс земной поверхности

В среднем радиационный баланс земной поверхности является положительной величиной. Энергия радиационного баланса земной поверхности расходуется на нагревание атмосферы посредствам теплопроводности, на испарение, на теплообмен с более глубокими слоями гидро- и литосферы. Количественные характеристики всех форм преобразования солнечной энергии входят в уравнение энергетического (теплового) баланса земной поверхности в соответствии с законом сохранения энергии сумма всех членов этого уравнения должна быть равна 0:

R+Р +G_п + LE_н = 0,

где R – радиационный баланс, P – приход тепла из воздуха или отдача его в воздух путем теплопроводности, G_п – приход или расход тепла с более глубокими слоями почвы или воды путем теплопроводности, LE_н – потеря тепла при испарении или приход его при конденсации на земную поверхность (L – удельная теплота испарения, E_н – масса испарившейся или сконденсировавшейся воды).

Можно отметить, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла (рисунок 18).

Радиационный баланс земной поверхности и тепловой баланс земной поверхности определенным образом связаны c радиационным балансом и тепловым балансом атмосферы (рисунок 19).

З
Рисунок 18 – Составляющие теплового баланса земной поверхности в дневное время

суток (Хромов, 2004)

Наряду с процессами перераспределения солнечной энергии по вертикали в атмосфере и океанах развиваются мощные процессы горизонтального перераспределения тепла. Из этих процессов особое значение имеет передача энергии от низких широт к высоким, обусловленная неоднородностью радиационного прогревания шарообразной поверхности Земли. Эта передача осуществляется в форме макротурбулентного теплообмена и переноса тепла упорядоченными движениями, а также (в атмосфере) в форме перераспределения тепла конденсации.

Эти процессы преобразования солнечной энергии, обусловленные радиационными факторами, в свою очередь значительно изменяют радиационный режим (циркуляция атмосферы, облачность, снежный покров).

Кроме процессов преобразования энергии «первого порядка», существенно изменяющих радиационный и тепловой режим земной поверхности, в биосфере развивается ряд преобразований солнечной энергии, связанных с затратой сравнительно небольших объемов тепла, которые вследствие этого не оказывают заметного прямого влияния на радиационный и тепловой режимы. Некоторые из этих процессов, однако, имеют громадное значение для других компонентов биосферы. Например, процесс фотосинтеза, связанный с преобразованием энергии электромагнитной радиации в сравнительно устойчивую форму химической энергии с образованием органических веществ.

Рисунок 19 – Составляющие теплового баланса земной поверхности

Существенное значение в тепловом балансе земной поверхности имеет расход тепла на испарение. Величина испарения зависит от увлажнения земной поверхности, ее температуры. Влажности воздуха, скорости ветра, интенсивности турбулентного обмена в приземном слое воздуха. Затраты тепла на испарение изменяет свой знак при изменении направления потока водяного пара. Если он направлен вниз (из атмосферы к земной поверхности), то в этом случае затраты тепла на испарение сменяется приходом тепла от конденсации воды.

Формула энергетического (теплового) баланса земной поверхности имеет следующий вид:

R = LE+P+A (G).

При этом радиационный баланс считается положительной величиной, если она характеризует поток тепла к подстилающей поверхности, а все остальные величины будут положительными, если они означают расход тепла. Схема потоков тепла, включенных в уравнение теплового баланса, представлена на рисунке 20.

Помимо этих основных членов теплового баланса земной поверхности в него могут включаться и другие, менее значительные; как расход тепла на таяние снега или льда на земной поверхности. Хотя для больших периодов осреднения (год) эта величина незначительна по сравнению с остальными членами уравнения, для некоторых случаев (весенний период массового снеготаяния) ее включают в уравнение в качестве дополнительного члена.

Рисунок 20 – Схема энергетического баланса земной поверхности (Будыко, 1977)

Величину потока тепла А от земной поверхности к нижележащим слоям можно определить через другие составляющие энергетического баланса верхних слоев литосферы или гидросферы (рисунок 21).

Рисунок 21 – Схема энергетического баланса верхнего слоя лито- или гидросферы (Будыко, 1977)

А = В+F₀,

где В – изменение теплосодержания внутри колонны за данный период времени; F₀ – приход тепла, обусловленный теплообменом колонны с окружающим пространством лито- или гидросферы по горизонтам.

F₀ = разности потоков тепла, приходящих и уходящих через вертикальные стенки колонны. F₀ для условий литосферы, небольших по площади замкнутых водоемов незначительна, поэтому А = В = 0 (в среднем за год верхние слои почвы не нагреваются и не охлаждаются).

В обширных водоемах, где имеют место течения и большая горизонтальная теплопроводность, которая обусловлена явлением макротурбулентности, величина F₀ приобретает большое значение. Для таких условий в отдельных частях океанов и других крупных водоемов (морях и озерах) средняя годовая величина теплообмена деятельной поверхности с нижележащими слоями равна не 0, а количеству тепла, получаемого или теряемого через вертикальные стенки колонны, проходящей через гидросферу, вследствие действий течений и макротурбулентности, т.е. А = F₀.

Таким образом, тепловой баланс земной поверхности для суши в среднем годовом имеет вид R = LE + P, а для условий океана R = LE + P + F₀.

В некоторых случаях эти уравнения еще больше упрощаются:

для условий пустыни R = P (испарение равно 0);

для Мирового океана R = LE + P (общее перераспределение тепла течениями компенсации).