Расчет теплового баланса подстилающей поверхности

Тепловой баланс. В результате сложного энергетического обмена между земной поверхностью, атмосферой и межпланетным пространством каждый из этих компонентов получает в среднем столько же энергии от двух других, сколько теряет сам. Следовательно, ни земная поверхность, ни атмосфера не испытывают ни приращения, ни убывания энергии.

Тепловой баланс земной поверхности.

В соответствии с законом сохранения энергии он должен быть равен нулю. Смысл равенства нулю означает постоянство на достаточно длинных периодах времени (столетия, тысячелетия) средних за год температур на Земле. Если бы Земля поглощала солнечную радиацию без потери тепла, ее температура непрерывно бы повышалась, но этого не происходит, потому что Земля отдает в пространство электромагнитное излучение. Если взять среднегодовые значения и пренебречь любыми изменениями средних годовых температур Земли для разных лет, то можно получить баланс между приходящей солнечной радиацией и уходящей радиацией Земли.

Тепловой баланс системы Земля — атмосфера схематически показан на рис. 1.2.4. Из 100% солнечной радиации, поступающей в атмосферу, 70% приходится на прямую радиацию, из которые 23% отражается от облаков, 20% поглощается воздухом, 27% падает на земную поверхность, причем, поглощается ею 25% и отражается от нее 2%. На рассеянную радиацию приходится 30%, из которых 8% уходит в мировое пространство и 22% доходит до земной поверхности (20% поглощается и 2% отражается в мировое пространство). Таким образом, с верхней границы атмосферы в мировое пространство уходит 23+8+4=35% радиации. Эту величину—35% —называют альбедо Земли.

Рис. 1.2.4. Тепловой баланс системы Земля — атмосфера.

Атмосфера излучает 157% энергии, из них 102% направлены к земной поверхности, а 55% уходит в мировое пространство. Земная поверхность путем собственного длинноволнового излучения теряет 117%, из которых 10% уходит в мировое пространство, а 107% поглощается атмосферой. Кроме того, 23% тепла расходуется на испарение воды и 7% теряется при теплообмене с атмосферой. Следует обратить внимание на то, что атмосфера и земная поверхность, взятые отдельно, излучают гораздо больше тепла, чем за то же время поглощают солнечной радиации. Но это по сути дела взаимный обмен, “перекачка” длинноволновой радиации.

Из показанных в тексте и на рис. 1.2.4. цифр видно, что как на верхней границе атмосферы, так и в самой атмосфере и на земной поверхности существует равенство притока и отдачи тепла.

Солнечная радиация, которая достигает земной поверхности, может поглощаться ею, может также передаваться в глубь Земли, если на пути встретится прозрачный по отношению к ней материал, или же может отразиться от нее.

Отражательная способность поверхности зависит от слагающего ее вещества и его текстуры, угла падения приходящего излучения, а также от его длины волн. Величины альбедо большей части поверхности суши имеют значения 10-30%. Альбедо спокойной поверхности воды составляет менее 5%, если Солнце отклоняется от зенита не более чем на 50°. Но если Солнце опускается и угол между ним и зенитом составляет 80°, альбедо водной поверхности резко возрастает и может превысить 50%. Среднее планетарное альбедо земного шара, включая его облачный покров, близко к 35%.

Единственная часть поверхности Земли, которая в значительной мере прозрачна для солнечной радиации, это вода. Та часть радиации, которая достигла поверхности воды и не отразилась от нее, проникает в водную толщу, преломляясь на границе двух сред. Затем она поглощается и рассеивается, главным образом взвешенными частицами. В очищенной от примесей морской воде около 40% поступившей величины радиации достигает глубины 1 м и 22%-глубины 10 м. В обычной океанской воде соответствующие цифры равны 35 и 10%. В прибрежных мутных водах они будут составлять 23 и 0,5%. Скорость поглощения и рассеяния солнечной радиации в разных частях спектра существенно различается. Инфракрасный и красный свет проникает на меньшую глубину. В чистых океанских водах глубже проникает голубой свет, в то время как в мутных прибрежных водах зеленый и желтый свет.

При поглощении солнечной радиации поверхностью твердой земли и водой океана начинается их нагревание. Тепло может передаваться дальше или кондуктивным путем, или же в жидкости - конвекцией. Кондуктивный перенос осуществляется сравнительно медленно, и твердая земная поверхность в течение дня не прогревается глубже чем на 0,5 м. В океане основным процессом, приводящим к передаче тепла вниз, является конвекция. Помимо термической конвекции (которая образуется в результате охлаждения поверхности океана), вертикальное перемешивание возникает под воздействием ветровых волн и турбулентных течений, и днем в открытом океане обычно прогревается слой на глубину 10 и более метров.

Поглощение тепла приводит к повышению температуры, величина которого обратно пропорциональна удельной теплоемкости вещества, или к изменению его состояния, как в случае с водой. Удельная теплоемкость воды примерно в пять раз больше, чем у твердых пород или сухой почвы, но из-за того, что вода обладает меньшей плотностью, ее теплоемкость только в два раза выше, чем теплоемкость такого же объема пород. Таким образом, если одинаковые объемы воды и породы получат одинаковое количество тепла, то, даже если не будет происходить испарения воды и тепло распределится равномерно, температура воды повысится на величину, примерно в два раза меньшую, чем для горных пород. Различия будут еще больше, если вместо горных пород взять сухую почву.

Если бы на Земле отсутствовали океана и атмосфера, то поступающая от Солнца энергия нагревала бы Землю до температуры, при которой обратное излучение стало бы равным приходящей радиации. Согласно закону Стефана-Больцмана, средняя температура абсолютно черного тела для Земли, которая нужна, чтобы достичь этого равновесия, составляет 250 °К (-23°С). Она называется планетарной температурой Земли. Эта температура значительно ниже, чем средняя температура поверхности Земли (288 °К). Это достигается по той причине, что заметная часть энергии, излучаемая земной поверхностью, поглощается или отражается атмосферой обратно к поверхности Земли.

Из рис. 1.2.5 видно, что длина волны, на которую приходится максимум в спектре излучения для абсолютно черного тела с температурой 285 °К, близкой к средней температуре поверхности Земли (средняя температура Земли 15 °С, т.е. 288 °К), составляет около 10 мк и почти все излучение происходит на длинах волн более 4 мк. (Для сравнения, максимум приходящей от Солнца радиации приходится на длину волны около 0,5 мк) Поэтому данная величина (4 мк) принята за рубеж, который разделяет “коротковолновую” солнечную радиацию от “длинноволновой” радиации Земли.

Рис. 1.2.5. Распределение интенсивности радиации по длинам волн для черного тела с поверхностной температурой 285 °К (представляющего в данном случае Землю) и схема поглощения этой радиации водяным паром, двуокисью углерода и озоном.

Некоторые атмосферные газы обладают способностью к поглощению длинноволновой радиации: это водяной пар, двуокись углерода и озон. Они поглощают практически всю радиацию Земли, имеющую длины волн менее 8 мк и более 12 мк. Но между этими значениями остается “радиационное окно”, через которое при ясном небе радиация излучается в космическое пространство.

Облака могут как поглощать, так и отражать длинноволновую радиацию. Газы, составляющие атмосферу, которые поглощают уходящую радиацию Земли, в свою очередь излучают во всех направлениях, в том числе и в космос, но некоторая часть энергии возвращается на Землю. Таким образом, они действуют как слой изоляции вокруг Земли, подобно стеклянным стенкам парника, поэтому такое воздействие на температуру Земли носит название парникового эффекта.

Количество двуокиси углерода в атмосфере увеличилось за последние 70 лет на 10%, в том числе как результат сжигания топлива. Как полагают некоторые ученые, это оказывает огромное влияние на величину парникового эффекта, и с этим может быть связано изменение глобальной температуры атмосферы.

Баланс между приходящей и уходящей радиацией достигается в результате изменения температуры Земли. Если приходящая радиация увеличивается, температура Земли повышается, что в свою очередь приводит к росту величины уходящей радиации. Вследствие этого баланс восстанавливается на уровне более высокой температуры.

Как упоминалось выше, средняя температура Земли при отсутствии океана и атмосферы была бы 250 °К, при этом на экваторе она была бы 270 °К, На южном полюсе 150 °К, а на Северном полюсе 170 °К. Фактически поверхность Земли значительно теплее, а контраст между температурой на экваторе и на полюсах значительно меньше. И более высокая температура, и меньшие контрасты ее между полюсом и экватором определены наличием океана и атмосферы. Меньшие чем теоретические контрасты связаны с тем, что атмосфера и океан способны переносить тепло от одной области к другой, влияя тем самым на баланс энергии.

Основная часть приходящей радиации поглощается на поверхности нашей планеты, будь то вода или суша, после прохождения через атмосферу. Земная поверхность нагревает атмосферу как своим длинноволновым излучением, так и в результате передачи тепла на границе океан-атмосфера или Земля-атмосфера, что приводит к развитию в атмосфере конвекции. Теплоперенос сам по себе мог бы привести к весьма небольшой передаче тепла. Однако он необходим, чтобы тепло было передано только через исключительно тонкий слой мощностью в несколько миллиметров или даже меньше. Дальше тепло передается в процессе вертикального движения воздуха, которое может возникнуть вследствие термической конвекции или как результат горизонтального движения воздушного потока над неровной поверхностью (турбулентная конвекция). Вследствие этого на границе двух сред будет поддерживаться некоторый градиент температур, и поэтому теплоперенос будет осуществляться достаточно быстро.

Существует еще один очень важный процесс, при котором солнечное тепло передается в атмосферу. Это испарение с водной поверхности и конденсация влаги в атмосфере. На каждый грамм воды, испарившейся с поверхности океана, требуется около 2,47 103 джоулей тепла, которое водяной пар приобретает в виде скрытого тепла и которое высвобождается и поступает в атмосферу при его конденсации.

Был сделан ряд попыток определить тепловой баланс океана. Было показано, что расходная часть теплового баланса океана на широтах от 70° с. ш. до 70° ю. ш. на 41% определяется уходящей длинноволновой радиацией, на 5% передачей в атмосферу и на 54% на испарение. Разумеется, в различных местах на земном шаре и в разные сезоны эти величины могут заметно изменяться, но в целом можно сказать, что именно испарение воды приводит к наибольшей потере тепла, в то время как роль кондуктивной передачи тепла с последующими конвективными процессами в атмосфере наименее важна.

Высказанное справедливо в том случае, если средняя температура воды на поверхности океана больше, чем температура воздуха над ней, и, что еще важнее, если упругость водяного пара над поверхностью океана ниже, чем упругость насыщенного пара воздуха при температуре, которую имеет поверхность воды. При таких условиях происходит испарение воды. Однако из этого общего правила существуют важные исключения. Например, в районе Большой Ньюфаундлендской Банки весной температура воздуха превышает поверхностную температуру воды, что приводит к передаче тепла из атмосферы в океан, и на поверхности океана и непосредственно над ней происходит конденсация водяного пара и образуется туман. Вследствие этого поверхностные воды становятся более теплыми и, соответственно, менее плотными, а воздух над ними охлаждается и становится более плотным. В обеих средах в итоге термическая конвекция подавляется, передача тепла идет сравнительно медленно, за исключением тех случаев, когда дуют сильные ветры.

Горизонтальный перенос тепла – адвекция - необходим для того, чтобы компенсировать потерю тепла в результате излучения в высоких широтах и приток тепла в низких широтах (рис. 1.2.6). Смена дефицита и избытка в годовом радиационном балансе происходит примерно на 37° северной и южной широты. Если бы адвекции тепла не существовало, то температуры в экваториальном поясе возросли бы на 10°С, в то время как в полярных широтах они уменьшились бы более чем на 20°С. Это привело бы к значительному увеличению площади поверхности Земли, покрытой льдом и снегами, что в свою очередь вызвало бы увеличение альбедо в средних и высоких широтах, и соответствующие площади охладились бы еще сильнее.

Большинство оценок показывает, что более 80% переноса тепла происходит в атмосфере, где в результате глобальных процессов циркуляции теплый воздух и водяной пар вместе с его скрытой теплотой конденсации переносятся по направлению к полюсам Земли.

Новейшие оценки теплового баланса Земли, выполненные по данным искусственных спутников, показали, однако, что в области между экватором и 70° с.ш. в среднем 40% в этом переносе энергии приходится на долю океана, а на 20° с. ш. этот вклад достигает 74%. Ветры и океанские течения не только выравнивают баланс тепла между низкими и высокими широтами, но и сами зависят от неравномерности распределения тепла на земной поверхности. Эта неравномерность служит источником энергии, поддерживающей их движение.

Рис 1.2.6. Многолетние средние величины поступающей радиации (коротко- и длинноволновой) и уходящей радиации для системы Земля-атмосфера в среднем по широтным зонам (по Дж. С. Джонсону).