![]() Главная страница Случайная страница КАТЕГОРИИ: АвтомобилиАстрономияБиологияГеографияДом и садДругие языкиДругоеИнформатикаИсторияКультураЛитератураЛогикаМатематикаМедицинаМеталлургияМеханикаОбразованиеОхрана трудаПедагогикаПолитикаПравоПсихологияРелигияРиторикаСоциологияСпортСтроительствоТехнологияТуризмФизикаФилософияФинансыХимияЧерчениеЭкологияЭкономикаЭлектроника |
Энергетический баланс Земли
Мерзлые породы возникли и существуют только при температуре, которая ниже температуры замерзания влаги. Температура любой среды является функцией ее теплового содержания, определяемого внутренними и внешними факторами. К внутренним источникам энергии Земли можно условно отнести энергию (Дж/год), выделяемую при: 1) ядерных реакциях (1021); 2) гравитационных процессах внутри Земли (1020); 3) изменение скорости вращения Земли (1020); 4) экзотермических реакциях (Ершов, 2002). Под влиянием внутренних источников недра Земли разогрелись и в настоящее время их температура на глубине нижней мантии (2-3 тыс. км) ориентировочно равна 4000°С (Общее мерзлотоведение, 1974). Вследствие теплообмена с окружающим космическим пространством Земля теряет около 0, 8× 1021 Дж/год. Поэтому по направлению к поверхности температура Земли понижается, образуя градиентное поле температур, а приповерхностный слой оказывается наиболее холодной оболочкой планеты. Внешним источником тепла служит поступающая на поверхность Земли солнечная радиация (лучистая энергия), величина которой составляет порядка 1025 Дж/год или в среднем 1, 37 кВт/м2. К внешним источникам относятся также: лучистая энергия звезд, энергия падающих на Землю метеоритов, энергия гравитационного воздействия Луны и Солнца, но все они очень малы по сравнению с солнечной радиацией, В то же время внешние энергетические источники в десятки тысяч раз мощнее внутренних. Количество приходящей на единицу поверхности Земли энергии зависит от угла падения лучей. Истинное значение прямой солнечной радиации: I = Iо × cos × a, где a – угол между направлением потока лучей и нормалью к площадке. Угол a минимален в экваториальной плоскости и максимален в области полюсов, поэтому с увеличением широты местности количество прямой солнечной радиации на единицу площади уменьшается. Вследствие вращения Земли вокруг собственной оси и ее движения вокруг Солнца количество солнечной энергии, приходящей к единичной площадке на поверхности Земли, имеет четко выраженный суточный и годовой ход, а также, как было показано в предыдущей главе, вследствие многолетних и многовековых вариаций элементов орбиты, и многовековой ход. Что происходит с поступающей к Земле солнечной радиацией? Нужно иметь в виду, что планета имеет мощную атмосферу и гидросферу, а в полярных широтах сосредоточены огромные массивы льда – эти и другие факторы существенным образом влияют на формирование климата континентов. В общем же случае поступающая к поверхности Земли солнечная радиация (инсоляция), охватывающая спектральный интервал от 0, 1 до 4 мкм, проходя на пути к земной поверхности толстый слой атмосферы, значительно ослабевает. Водяной пар и углекислый газ поглощают примерно 3, 8% величины солнечной постоянной (в инфракрасной области). (В качестве стандартного значения солнечной постоянной Iо Международной комиссией по радиации принята величина 1, 37 кВт/м2; полная мощность солнечного излучения, называемого светилом Солнца, равна 3, 9× 1023 кВт). Ультрафиолетовая часть спектра (около 8% всей радиации) почти полностью поглощается озоновым слоем. Значительная часть лучистой энергии отражается облаками в Мировое пространство и рассеивается атмосферой. Таким образом земной поверхности достигает лишь часть радиации, которая слагается из прямой (Qпр) и рассеянной (Qр), вместе – суммарная радиация (Qсум). При безоблачном небе поток солнечной радиации ослабляется атмосферой в среднем на 20%, а облачность ослабляет его еще на 20-30%. Годовая сумма радиации на земном шаре меняется от значений несколько меньших 2400 МДж/м2 до значений, превышающих 8000 МДж/м2. Наибольшие значения инсоляции характерны для тропических и субтропических пустынь. Часть поступающей к поверхности Земли суммарной радиации (Qпр+Qр) отражается от нее, а оставшаяся часть поглощается. Отношение отраженной части радиации ко всей поступившей, представляет собой альбедо (А) поверхности. Для различных участков земной поверхности значения альбедо меняется в широких пределах (табл. 3.1). Альбедо водной поверхности определяется углом падения на нее солнечных лучей. При положении Солнца в зените альбедо спокойного моря для прямой радиации составляет 0.02, а при низком солнце возрастает до 0.35. Альбедо возрастает и при волнении. Для рассеянной радиации альбедо меняется в узких пределах – от 0.05 до 0.11. В среднем для суммарной радиации альбедо воды равно 0.05-0.15.
Таблица 3.1.
Альбедо естественных поверхностей (по И.М.Будыко)
Подстилающая поверхность, получая коротковолновую радиацию, нагревается и сама излучает энергию в инфракрасном спектре (l > 4 мкм). Лучистый поток тепла с подстилающей поверхности (рассматривается как серое тело) может быть определен на основе закона Кирхгофа: Iиз = ds Т 4, где: Т – температура поверхности в абсолютной шкале; d − постоянная Стефана–Больцмана, равная 5.67× 10-8 Вт/м2 К4; s − относительный коэффициент излучения, равный в среднем 0.95 (от 0.893 – вода, до 0.995 снег). Поток теплового излучения значительно меньше потока солнечной радиации, но сравним с потоком суммарной радиации, поступающей на поверхность Земли. В свою очередь нагретый от земли воздух атмосферы также излучает тепло, часть которого направлена к подстилающей поверхности. Это так называемое противоизлучение атмосферы (Iат), или встречное излучение. Следовательно, потеря тепла поверхностью определяется разностью излучаемого (Iиз) и поглощаемого из атмосферы (Iа) потоков тепла. Разность между Iиз и Iа в климатологии именуется как длинноволновое эффективное и злучение поверхности Земли (Iэф = Iиз – Iа), или короче – эффективное излучение. Разность между приходом и расходом энергии, или разность между поглощаемой суммарной коротковолновой радиацией и длинноволновым эффективным излучением Земли называется радиационным балансом подстилающей поверхности: R = (Qпр + Qр) (1 – А) – Iэф (3.1) Годовые суммы радиационного баланса изменяются от 200 МДж/м2 в Антарктиде до 3700 – 4000 в тропических широтах; в тундре и лесотундре – от 400 до 800, в тайге – 800-1000, в смешанных лесах умеренных широт – 1200-1400 МДж/м2. А как распределяются значения радиационного баланса в различные времена года? В январе в полярных и умеренных широтах северного полушария наблюдается отрицательный радиационный баланс, изменяющийся от -40 до -90 МДж/м2 за месяц; в тропических широтах он положительный и составляет 120-2000 МДж/м2. Летом радиационный баланс положителен над всем летним полушарием и колеблется, примерно, от 200 – в полярных широтах, до 350 МДж/м2 – в тропиках. При положительном радиационном балансе поверхность Земли нагревается, при отрицательном – охлаждается. Перераспределение тепла в атмосфере происходит не только вследствие радиационных процессов, но и в результате конвективного теплообмена. Конвективный, или турбулентный теплообмен связан с движением воздушных масс. Если земная поверхность теплее воздуха, последний нагревается и наоборот. Кроме того, в процессе конвективного теплообмена значительное количество тепла затрачивается на испарение воды с земной поверхности или выделяется при ее конденсации в атмосфере В процессе лучистого теплообмена температура подстилающей поверхности изменяется, что в соответствии с законом сохранения энергии приводит к изменению физических процессов, под действием которых происходит теплообмен между звеньями системы атмосфера – поверхность – литосфера. Уравнение баланса энергии на поверхности Земли, называемое уравнение теплового баланса, имеет вид: R = P + LE + Bc, (3.2) где Р – турбулентный теплообмен; LE – затраты тепла на испарение (Е – величина испарения, L – теплота испарения воды); Вс - теплообмен в верхнем слое земной коры. Величина Вс – есть сумма затрат тепла на нагревание (охлаждение) земной оболочки – Вн и на таяние льда или снега Вт: Вс = Вн + Вт Затраты тепла на таяние снега и льда иногда сопоставимы с основными составляющими теплового баланса, например, в районах Арктики. Согласно закону сохранения энергии имеем уравнение радиационно-теплового баланса: (Qпр+ Qр) (1 – А) – Iэф = P + LE + Bc, (3.3), в котором группировка членов производится не по принадлежности их к приходной или расходной составляющей, а по способу теплообмена: в одну часть записываются составляющие лучистого теплообмена, в другую – составляющие с кондуктивным и конвективным механизмом переноса тепла. Все члены радиационно-теплового баланса являются интегральными характеристиками. Они представляют собой количество энергии, поступившей к поверхности или ушедшей от нее за определенный промежуток времени. В разное время года эти характеристики меняются. Так, например, величина годовых теплооборотов в грунте близка нулю, а за отдельные периоды соизмерима с другими членами баланса. К поверхности поступает также тепло из недр Земли, но величина его по сравнению с остальными составляющими весьма мала и, как правило, не учитывается. Зональное распределение радиационного баланса системы «Земля – атмосфера» определяется широтой местности, т.е. длительностью сияния Солнца и высотой его стояния над горизонтом (табл. 3.2).
Таблица 3.2.
Составляющие теплового баланса земной поверхности на открытых участках, КДж/см2 (по М.К. Гавриловой)
Анализ таблицы показывает, во-первых, что годовой радиационный баланс везде положителен и, во-вторых, − затраты тепла на испарение с поверхности и турбулентный поток тепла между поверхностью Земли и атмосферой составляют основную расходную часть теплового баланса.
|