Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация, поэтому и соотношение составляющих . . характеризуют её преобразования в этих оболочках.
Т. б. представляют собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (Т. б. земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (Т. б. атмосферы); для такого столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы гидросферу (Т. б. системы Земля - атмосфера).
Т. б. земной поверхности: R + P + F0 + LE = 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В этих потоков входит радиационный (или остаточная радиация) R - между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает тепла . Аналогичный поток тепла F0 наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной теплопроводностью, тогда как в водоёмах , как , имеет в большей или меньшей степени турбулентный . Поток тепла F0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное в Т. б. земной поверхности обычно имеет тепла на LE, который определяется как массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет переноса водяного от земной поверхности в атмосферу.
Уравнение Т. б. атмосферы имеет : Ra + Lr + P + Fa = DW.
Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса Ra; прихода или расхода тепла Lr при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г - осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла Fa, вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме , в уравнение T. б. атмосферы входит DW, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.
Уравнение Т. б. системы Земля - атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях Т. б., на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.
Широтные величины составляющих Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. б. атмосферы приведены в таблицах 1, 2, где величины членов Т. б. считаются положительными, если соответствуют приходу тепла. Так как эти таблицы относятся к средним годовым условиям, в них не включены члены, характеризующие изменения теплосодержания атмосферы и верхних слоев литосферы, поскольку для этих условий близки к нулю.
Для Земли как , вместе с атмосферой, Т. б. представлена на . На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см2 в , из которых около ═отражается в мировое , а 167 ккал/см2 в год поглощает Земля (стрелка Qs на рис. ). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см2 в год; 18 ккал/см2 в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см2 в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q). Атмосфера поглощает 59 ккал/см2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная . Эффективное длинноволновое поверхности Земли равно 36 ккал/см2 в год (стрелка I), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см2 в год (стрелка Is). Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см2 в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды (кружок LE) и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи (стрелка Р).
Табл. 1. - Тепловой баланс земной поверхности, ккал/см2 год
Градусы
Земля в среднем
R══════LE ═════════Р════Fo
R══════LE══════Р
═R════LE═══════Р═════F0
70-60 северной широты
0-10 южной широты
Земля в целом
23-══33═══-16════26
29-══39═══-16════26
51-══53═══-14════16
83-══86═══-13════16
113-105═══- 9═══════1
119-══99═══- 6═-14
115-══80═══- 4═-31
115-══84═══- 4═-27
113-104═══-5════-4
101-100═══- 7══════6
82-══80═══-9═══════7
57-══55═══-9═══════7
28-══31═══-8══════11
82-══74═══-8═══════0
20═══-14══- 6
30═══-19══-11
45═══-24══-21
60═══-23══-37
69═══-20══-49
71═══-29══-42
72═══-48══-24
72═══-50══-22
73═══-41══-32
70═══-28══-42
62═══-28══-34
41═══-21══-20
31═══-20══-11
49═══-25══-24
21-20══- 9═══════8
30-28═-13═════11
48-38═-17══════7
73-59═-23══════9
96-73═-24══════1
106-81═-15═-10
105-72══- 9═-24
105-76══- 8═-21
104-90═-11═══-3
94-83═-15══════4
80-74═-12══════6
56-53══- 9══════6
28-31══- 8════11
72-60═-12══════0
Данные о составляющих Т. б. используются при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии; они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для эмпирической проверки результатов применения этих моделей. Материалы о Т. б. играют большую
ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМЛИ
баланс Земли, соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля - атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация, поэтому распределение и соотношение составляющих Т. б. характеризуют её преобразования в этих оболочках.
Т. б. представляют собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (Т. б. земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (Т. б. атмосферы); для такого же столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы или гидросферу (Т. б. системы Земля - атмосфера).
Уравнение Т. б. земной поверхности: R + P + F0 + LE 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В число этих потоков входит радиационный баланс (или остаточная радиация) R - разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как температура земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный поток тепла F 0 наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной теплопроводностью, тогда как в водоёмах теплообмен, как правило, имеет в большей или меньшей степени турбулентный характер. Поток тепла F 0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный интервал времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное значение в Т. б. земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу.
Уравнение Т. б. атмосферы имеет вид: Ra + Lr + P + Fa D W.
Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса R a ; прихода или расхода тепла Lr при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г - сумма осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла F a, вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение T. б. атмосферы входит член DW, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.
Уравнение Т. б. системы Земля - атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях Т. б., на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.
Средние широтные величины составляющих Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. б. атмосферы приведены в таблицах 1, 2, где величины членов Т. б. считаются положительными, если соответствуют приходу тепла. Так как эти таблицы относятся к средним годовым условиям, в них не включены члены, характеризующие изменения теплосодержания атмосферы и верхних слоев литосферы, поскольку для этих условий они близки к нулю.
Для Земли как планеты, вместе с атмосферой, схема Т. б. представлена на рис. На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см 2 в год, из которых около отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см 2 в год поглощает Земля (стрелка Q s на рис.). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см 2 в год; 18 ккал/см 2в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см 2 в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q). Атмосфера поглощает 59 ккал/см 2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см 2 в год (стрелка I) , поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см 2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см 2 в год (стрелка Is) . Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см 2 в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды (кружок LE) и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи (стрелка Р) .
Табл. 1 . - Тепловой баланс земной поверхности, ккал/см 2 год
Широта, градусы
Земля в среднем
70-60 северной широты
0-10 южной широты
Земля в целом
Данные о составляющих Т. б. используются при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии; они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для эмпирической проверки результатов применения этих моделей. Материалы о Т. б. играют большую роль в изучении изменений климата, их применяют также в расчётах испарения с поверхности речных бассейнов, озёр, морей и океанов, в исследованиях энергетического режима морских течений, для изучения снежных и ледяных покровов, в физиологии растений для исследования транспирации и фотосинтеза, в физиологии животных для изучения термического режима живых организмов. Данные о Т. б. были использованы и для изучения географической зональности в работах советского географа А. А. Григорьева.
Табл. 2 . - Тепловой баланс атмосферы, ккал/см 2 год
Широта, градусы
70-60 северной широты
0-10 южной широты
Земля в целом
Лит.: Атлас теплового баланса земного шара, под ред. М. И. Будыко, М., 1963; Будыко М. И., Климат и жизнь, Л., 1971; Григорьев А. А., Закономерности строения и развития географической среды, М., 1966.
М. И. Будыко.
Большая советская энциклопедия, БСЭ. 2012
Смотрите еще толкования, синонимы, значения слова и что такое ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМЛИ в русском языке в словарях, энциклопедиях и справочниках:
- ЗЕМЛИ
СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННОГО НАЗНАЧЕНИЯ - земли, предоставленные для нужд сельского хозяйства или предназначенные для этих … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
РЕКРЕАЦИОННОГО НАЗНАЧЕНИЯ - выделенные в установленном порядке земли, предназначенные и используемые для организованного массового отдыха и туризма населения. К ним … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ПРИРОДООХРАННОГО НАЗНАЧЕНИЯ - земли заказников (за исключением охотничьих) ; запретных и нерестоохранных полос; земли, занятые лесами, выполняющими защитные функции; другие … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ПРИРОДНО-ЗАПОВЕДНОГО ФОНДА - земли заповедников, памятников природы, природных (национальных) и дендрологических, ботанических садов. В состав З.п.-з.ф. включаются земельные участки с … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ПОРЧА - см. ПОРЧА ЗЕМЛИ … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ОЗДОРОВИТЕЛЬНОГО НАЗНАЧЕНИЯ - земельные участки, обладающие природными лечебными факторами (минеральными источниками, залежами лечебных грязей, климатическими и другими условиями) , благоприятными … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ОБЩЕГО ПОЛЬЗОВАНИЯ - в городах, поселках и сельских населенных пунктах - земли, используемые в качестве путей сообщения (площади, улицы, переулки, … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
НОРМАТИВНАЯ ЦЕНА - см НОРМАТИВНАЯ ЦЕНА ЗЕМЛИ … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
НАСЕЛЕННЫХ ПУНКТОВ - см ГОРОДСКИЕ ЗЕМЛИ … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
МУНИЦИПАЛИЗАЦИЯ - см МУНИЦИПАЛИЗАЦИЯ ЗЕМЛИ … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ЛЕСНОГО ФОНДА - земли, покрытые лесом, а тж. не покрытые лесом, но предоставленные для нужд лесного хозяйства и лесной … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ИСТОРИКО-КУЛЬТУРНОГО НАЗНАЧЕНИЯ - земли, на которых (и в которых) располагаются памятники истории и культуры, достопримечательные места, в том числе объявленные … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ЗАПАСА - все земли, не предоставленные в собственность, владение, пользование и аренду К ним тж. относятся земли, право собственности, владения … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ЖЕЛЕЗНОДОРОЖНОГО ТРАНСПОРТА - земли федерального значения, предоставляемые безвозмездно в постоянное (бессрочное) пользование предприятиям и учреждениям железнодорожного транспорта для осуществления возложенных … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ДЛЯ НУЖД ОБОРОНЫ - земли, предоставленные для размещения и постоянной деятельности войсковых частей, учреждений, военно-учебных заведений, предприятий и организаций Вооруженных … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ГОРОДСКИЕ - см. ГОРОДСКИЕ ЗЕМЛИ … - ЗЕМЛИ в Словаре экономических терминов:
ВОДНОГО ФОНДА - земли, занятые водоемами, ледниками, болотами, за исключением тундровой и лесотундровой зон, гидротехническими и другими водохозяйственными сооружениями; а … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ТРУДОВЫХ РЕСУРСОВ - баланс наличия и использования трудовых ресурсов, составленный с учетом их пополнения и выбытия, сферы занятости, производительности … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ТОРГОВЫЙ ПАССИВНЫЙ - см ПАССИВНЫЙ ТОРГОВЫЙ БАЛАНС … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ТОРГОВЫЙ АКТИВНЫЙ - см АКТИВНЫЙ ТОРГОВЫЙ … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ТОРГОВЫЙ - см ТОРГОВЫЙ БАЛАНС; ВНЕШНЕТОРГОВЫЙ … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ТЕКУЩИХ ОПЕРАЦИЙ - баланс, показывающий чистый экспорт государства, равный объему экспорта товаров и услуг за вычетом импорта с добавлением чистого … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
СВОДНЫЙ - см. СВОДНЫЙ БАЛАНС … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
САЛЬДОВЫЙ - см. САЛЬДОВЫЙ БАЛАНС … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
РАСЧЕТНЫЙ - см РАСЧЕТНЫЙ … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
РАЗДЕЛИТЕЛЬНЫЙ - см РАЗДЕЛИТЕЛЬНЫЙ БАЛАНС … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
РАБОЧЕГО ВРЕМЕНИ - баланс, характеризующий ресурсы рабочего времени работников предприятия и их использование на разные виды работ. Представляется в виде … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ПЛАТЕЖНЫЙ ТЕКУЩИЙ см БАЛАНС ТЕКУЩИХ ОПЕРАЦИЙ … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ПЛАТЕЖНЫЙ ПО ТЕКУЩИМ ОПЕРАЦИЯМ - см. ПЛАТЕЖНЫЙ БАЛАНС ПО ТЕКУЩИМ ОПЕРАЦИЯМ … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ПЛАТЕЖНЫЙ ПАССИВНЫЙ. см. ПАССИВНЫЙ ПЛАТЕЖНЫЙ БАЛАНС … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ПЛАТЕЖНЫЙ ВНЕШНЕТОРГОВЫЙ - см ВНЕШНЕТОРГОВЫЙ ПЛАТЕЖНЫЙ БАЛАНС … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ПЛАТЕЖНЫЙ АКТИВНЫЙ - см АКТИВНЫЙ ПЛАТЕЖНЫЙ БАЛАНС … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ПЛАТЕЖНЫЙ - см ПЛАТЕЖНЫЙ … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ПЛАТЕЖЕЙ ПО КЛИРИНГОВЫМ РАСЧЕТАМ - баланс безналичных расчетов по платежным обязательствам или взаимным требованиям … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ПАССИВНЫЙ ТОРГОВЫЙ (ПЛАТЕЖНЫЙ) - см ПАССИВНЫЙ ТОРГОВЫЙ (ПЛАТЕЖНЫЙ) … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ОСНОВНЫХ СРЕДСТВ - баланс, в котором сопоставляются наличные основные средства с учетом их износа и выбытия и вновь вводимые средства … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
МЕЖОТРАСЛЕВОЙ - см. МЕЖОТРАСЛЕВОЙ … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
МАТЕРИАЛЬНЫЙ - см МАТЕРИАЛЬНЫЙ … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ЛИКВИДАЦИОННЫЙ - см ЛИКВИДАЦИОННЫЙ … - БАЛАНС в Словаре экономических терминов:
ДОХОДОВ И РАСХОДОВ - финансовый баланс, в разделах которого указаны источники и величины доходов и расходов в течение определенного периода … - БАЛАНС в Большой советской энциклопедии, БСЭ:
(франц. balance, буквально - весы, от лат. bilanx - имеющий две весовые чаши), 1) равновесие, уравновешивание. 2) Система показателей, которые … - ЗЕМЛИ
древнерусские области, образовавшиеся около старых городов. З., часто на очень значительном протяжении от города, составляла собственность его жителей и всегда … - БАЛАНС в Энциклопедическом словаре Брокгауза и Евфрона:
Баланс бухгалтерский. В бухгалтерии Б. устанавливается равновесиемежду дебетом в кредитом, причем различают счет Б. входящего, если имоткрываются коммерческие книги, и … - БАЛАНС в Энциклопедическом словарике:
I а, мн. нет, м. 1. Соотношение взаимно связанных показателей какой-нибудь деятельности, процесса. Б. производства и потребления. а Торговый баланс …
Теплово й бала нс Земли, соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля - атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация , поэтому распределение и соотношение составляющих Т. б. характеризуют её преобразования в этих оболочках.
Т. б. представляют собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (Т. б. земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (Т. б. атмосферы); для такого же столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы или гидросферу (Т. б. системы Земля - атмосфера).
Уравнение Т. б. земной поверхности: R + P + F 0 + LE = 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В число этих потоков входит радиационный баланс (или остаточная радиация) R - разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как температура земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный поток тепла F 0 наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной теплопроводностью , тогда как в водоёмах теплообмен, как правило, имеет в большей или меньшей степени турбулентный характер. Поток тепла F 0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный интервал времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное значение в Т. б. земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу.
Уравнение Т. б. атмосферы имеет вид: R a + L r + P + F a = D W.
Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса R a ; прихода или расхода тепла L r при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г - сумма осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла F a , вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение T. б. атмосферы входит член D W, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.
Уравнение Т. б. системы Земля - атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях Т. б., на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.
Средние широтные величины составляющих Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. б. атмосферы приведены в таблицах 1, 2, где величины членов Т. б. считаются положительными, если соответствуют приходу тепла. Так как эти таблицы относятся к средним годовым условиям, в них не включены члены, характеризующие изменения теплосодержания атмосферы и верхних слоев литосферы, поскольку для этих условий они близки к нулю.
Для Земли как планеты, вместе с атмосферой, схема Т. б. представлена на рис. На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см 2 в год, из которых около отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см 2 в год поглощает Земля (стрелка Q s на рис. ). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см 2 в год; 18 ккал/см 2 в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см 2 в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q ). Атмосфера поглощает 59 ккал/см 2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см 2 в год (стрелка I ), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см 2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см 2 в год (стрелка I s ). Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см 2 в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды (кружок LE ) и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи (стрелка Р ).
Табл. 1. - Тепловой баланс земной поверхности, ккал/см 2 год
| Широта, градусы | Земля в среднем |
||
| R LE Р F o | R LE Р | R LE Р F 0 |
|
| 70-60 северной широты 0-10 южной широты Земля в целом |
Данные о составляющих Т. б. используются при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии; они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для эмпирической проверки результатов применения этих моделей. Материалы о Т. б. играют большую роль в изучении изменений климата, их применяют также в расчётах испарения с поверхности речных бассейнов, озёр, морей и океанов, в исследованиях энергетического режима морских течений, для изучения снежных и ледяных покровов, в физиологии растений для исследования транспирации и фотосинтеза, в физиологии животных для изучения термического режима живых организмов. Данные о Т. б. были использованы и для изучения географической зональности в работах советского географа А. А. Григорьева.
Табл. 2. - Тепловой баланс атмосферы, ккал/см 2 год
| Широта, градусы | ||||
| 70-60 северной широты 0-10 южной широты Земля в целом |
Лит.: Атлас теплового баланса земного шара, под ред. М. И. Будыко, М., 1963; Будыко М. И., Климат и жизнь, Л., 1971; Григорьев А. А., Закономерности строения и развития географической среды, М., 1966.
Тепловой баланс Земли, атмосферы и земной поверхности За многолетний период тепловой баланс равен нулю, т. е. Земля находится в тепловом равновесии. I - коротковолновая радиация, II - длинноволновая радиация, III - нерадиационный обмен.
Электромагнитная радиация Радиация или излучение - это форма материи, отличная от вещества. Частным случаем радиации является видимый свет; но к радиации относятся также и не воспринимаемые глазом гамма лучи, рентгеновские лучи, ультрафиолетовая и инфракрасная ра диация, радиоволны, в том числе и телевизионные.
Характеристики электромагнитных волн Радиация распространяется по всем направлениям от ис очника излучателя в виде т электромагнитных волн со скоростью света в вакууме около 300 000 км/с. Длина волны – расстояние между соседними максимумами (или мини умами). м Частота колебаний это число колебаний в секунду.
Длины волн Ультрафиолетовая радиация – длина волн от 0, 01 до 0, 39 мкм. Она невидима, т. е. не воспринимается глазом. Видимый свет, воспринимаемый глазом, длины волн 0, 40 0, 76 мкм. Волны около 0, 40 мкм – фиолетовый цвет, волны около 0, 76 мкм - красный. Между 0, 40 и 0, 76 мкм находится свет всех цветов видимого спектра. Инфракрасная радиация – волны >0, 76 мкм и до нескольких сотен мкм невидимы человеческим глазом. В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинно олновую радиации. Коротковолновой называют в радиацию в диа азоне длин волн от 0, 1 до 4 мкм. п
Длины волн При разложении белого света призмой в непрерывный спектр цвета в нем постепенно переходят один в другой. Принято считать, что в некоторых границах длин волн (нм) излучения имеют следующие цвета: 390- 440 – фиолетовый 440- 480 синий 480- 510 – голубой 510- 550 – зеленый 550- 575 желто зеленый 575- 585 желтый 585- 620 – оранжевый 630- 770 – красный
Восприятие длин волн Глаз человека обладает наибольшей чувствительностью к желтозеленому излучению с длиной волны около 555 нм. Различают три зоны излучения: сине-фиолетовая (длина волн 400- 490 нм), зеленая (длина 490- 570 нм) красная (длина 580- 720 нм). Эти зоны спектра являются также зонами преимущественной спектральной чувствительности приемников глаза и трех слоев цветной фотопленки.
ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В АТМОСФЕРЕ В атмосфере поглощается около 23% прямой солнечной ра иации. д Поглощение избирательное: разные газы погло ают радиацию в разных щ участках спектра и в разной степени. Азот поглощает R очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, поэтому поглощение азотом практически не отражается на потоке солнечной радиации. Кислород поглощает больше, но тоже очень мало - в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой части. Озон поглощает ультрафиолетовую и видимую солнечную ра диацию. В атмосфере его очень мало, но он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию в верхних слоях атмосферы, что в солнечном спектре у земной поверхности волны короче 0, 29 мкм вообще не наблюдаются. Об ее поглощение солнечной радиации озоном достигает 3% пря ой щ м солнечной радиации.
ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В АТМОСФЕРЕ СО 2 – сильно поглощает в инфракрасном спектре, но его содержание в атмосфере очень мало, поэтому поглощение им прямой солнечной радиации в общем невелико. Водяной пар основной поглотитель радиации, сосредоточен в тропосфере. Поглощает радиацию в видимой и ближней инфракрасной областях спектра. Облака и атмосфер ые примеси (аэрозольные частицы) поглощают н солнечную радиацию в различных частях спектра в зависимости от состава примесей. Водяной пар и аэрозоли поглощают около 15%, облака 5% радиации.
Тепловой баланс Земли Рассеянная радиация проходит через атмосферу и рассеивается молекулами газов. Такой радиации 70% в полярных широтах и 30% в тропиках.
Тепловой баланс Земли 38% рассеянной радиации возвращается в космос. Она придаёт голубой цвет небу и даёт рассеянное освещение до и после захода Солнца.
Тепловой баланс Земли Прямая + рассеянная = суммарная R 4% отражается атмосферой 10% отражается земной поверхностью 20% превращается в тепловую энергию 24% затрачивается на нагревание воздуха Общие потери тепла через атмосферу составляют 58% от всего поступившего
Адвекция воздуха Перенос воздуха в горизонтальном направлении. Можно говорить об адвекции: воздушных масс, тепла, водяного пара, момента движения, вихря скорости и т. д. Атмосферные явления, происходящие в результате адвекции, называются адвективными: адвективные туманы, адвективные грозы, адвективные заморозки и т. п.
АЛЬБЕДО 1. В широком смысле -отражательная способность поверхности: водной, растительной (лес, степь), пашни, облаков и т. д. Например, Альбедо крон леса составляет 10 - 15%, травы - 20 - 25%, песка - 30 - 35%, свежевыпавшего снега - 50 - 75% и более. 2. Альбедо Земли - процентное отношение солнечной радиации, отражённой земным шаром вместе с атмосферой обратно в мировое пространство, к солнечной радиации, поступившей на границу атмосферы. А= О/П Отдача радиации Землей происходит путем отражения от земной поверхности и облаков длинноволновой, а также рассеяния прямой коротковолновой радиации атмосферой. Наибольшей отражательной способностью (85%) обладает снежная поверхность. Альбедо Земли составляет около 42%
Последствия инверсии При прекращении нормального процесса конвекции происходит загрязнение нижнего слоя атмосферы Зимний дым в городе Шанхай, чётко видна граница вертикального распространения воздуха
Температурная инверсия Опускание холодного воздуха создаёт устойчивое состояние атмосферы. Дым из трубы не может преодолеть опускающуюся воздушную массу
Ход давления атмосферного воздуха. 760 мм тр. ст. = 1033 г. Па Суточный ход атмосферного давления
Вода в атмосфере Общий объём 12 – 13 тыс. км 3 водяного пара. Испарение с поверхности океана 86 % Испарение с поверхности материков 14 % Количество водяного пара уменьшается с высотой, но интенсивность этого процесса зависит от: температуры и влажности поверхности, скорости ветра и атмосферного давления
Характеристики влажности атмосферы Влажность воздуха - содержание водяного пара в воздухе. Абсолютная влажность воздуха – содержание водяного пара (г) на 1 м 3 воздуха или его давление (мм рт. ст.) Относительная влажность – степень насыщения воздуха водяным паром (%)
Характеристики влажности атмосферы Максимальное влагонасыщение – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Точка росы – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его (τ)
Характеристики влажности атмосферы Испарение – фактическое испарение с данной поверхности при данной температуре Испаряемость – максимально возможное испарение при данной температуре
Характеристики влажности атмосферы Над водной поверхностью испарение равно испаряемости, над сушей – значительно меньше. При высокой температуре абсолютная влажность увеличивается, относительная – остаётся прежней, если нет достаточного количества воды.
Характеристики влажности атмосферы В холодном воздухе при невысокой абсолютной влажности относительная может достигать 100%. При достижении точки росы выпадают осадки. В холодном климате даже при очень незначительных величинах относительной влажности.
Причины изменения влажности воздуха 1. ЗОНАЛЬНОСТЬ Абсолютна влажность убывает от экватора (20 – 30 мм) к полюсам (1 – 2 мм). Относительная влажность меняется мало (70 – 80%).
Причины изменения влажности воздуха 2. Годовой ход абсолютной влажности соответствует ходу температур: чем теплее, тем выше
МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ Облака делятся на 10 основных форм (родов) по внешнему виду. В основных родах различают: виды, разновид ости н и др. особенности; а также проме уточные формы. ж Облачность измеряется в баллах: 0 – безоблачно; 10 – небо полностью затянуто облаками.
МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ Роды облаков Русское название Латинское название I Перистые Cirrus (Ci) II Перисто-кучевые Cirrocumulus (Cc) III Перисто-слоистые Cirrostratus (Cs) IV Высококучевые Altocumulus (Ac) V Высокослоистые Altostratus (As) VI Слоисто-дождевые Nimbostratus (Ns) VII Слоисто-кучевые Stratocumulus (Sc) VIII Слоистые Stratus (St) IX Кучевые Cumulus (Cu) X Кучево-дождевые Cumulonimbus (Cb) Высота яруса H = 7 – 18 км H = 2 – 8 км H = до 2 км
Облака нижнего яруса . Слоисто дождевые облака имеют такое же происхождение, как и высокослоистые. Однако слой их несколько километров. Эти облака находятся в нижнем, среднем и часто верхнем ярусах. В верхней части они состоят из мельчайших капель и снежинок, в нижней могут содержать крупные капли и снежинки. Поэтому слой этих облаков имеет темно серый цвет. Солнце и луна сквозь него не просвечивают. Из слоисто дождевых облаков, как правило, выпадает обложной дождь или снег, достигающий земной поверхности.
Облака среднего яруса Высококучевые облака – облачные пласты или гряды белого или серого цвета (или одновременно и того и другого). Это достаточно тонкие об лака, более или менее затеняющие солнце. Пласты или гряды со стоят из плоских валов, дисков, пластин, часто расположенных рядами. В них возникают оптические явления - венцы, иризация - радужная окраска краев облаков, направленных к солнцу. Ириза ия указывает на то, ц что высококучевые облака состоят из очень мелких однородных капель, как правило, переохлажденных.
Облака среднего яруса Оптические явления в облаках Высококучевые облака Венцы в облаках Иризация облаков Гало
Облака верхнего яруса Это самые высокие облака тро осферы, п образуются при наиболее низких температурах и состоят из ледяных кристаллов, имеют белый цвет, полупрозрачные и мало затеняют солнечный свет.
Фазовый состав облаков Водяные (капельные) облака, состоящие только из капель. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при отрицательных (- 100 С и ниже). В этом случае капли на ходятся в переохлажденном состоянии, что в атмосферных усло иях вполне обычно. в Смешанные облака, состоящие из смеси переохлажденных ка ель п и ледяных кристаллов. Они могут существовать, как правило, при температурах от - 10 до - 40°С. Ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледя ых н кристаллов. Они преобладают, как правило, при температурах ниже 30°С
Источником тепловой и световой энергии для Земли является солнечная радиациия. Ее величина зависит от широты места, так как от экватора к полюсам угол падения солнечных лучей уменьшается. Чем меньше угол падения солнечных лучей, тем на большую поверхность распределяется пучок солнечных лучей одинакового сечения, а следовательно на единицу площади приходится меньше энергии.
Благодаря тому, что в течение года Земля совершает 1 оборот вокруг Солнца, перемещаясь, сохраняя постоянство угла наклона своей оси к плоскости орбиты (эклиптики) появляются сезоны года, характеризующиеся разными условиями нагрева поверхности.
21 марта и 23 сентября Солнце стоит в зените под экватором (Дни равноденствия). 22 июня Солнце в зените над Северным Тропиком, 22 декабря – над Южным. На земной поверхности выделяют пояса освещенности и тепловые пояса (по среднегодовой изотерме +20 о С проходит граница теплого (жаркий) пояса; между среднегодовыми изотермами +20 о С и изотермой +10 о С расположен умеренный пояс; по изотерме +10 о С – границы холодного пояса.
Солнечные лучи проходят через прозрачную атмосферу, не нагревая ее, они достигают земной поверхности, нагревают ее, а от нее за счет длинноволнового излучения нагревается воздух. Степень нагрева поверхности, а значит и воздуха, зависят, прежде всего, от широты местности, а также от 1) высоты над уровнем моря (с подъемом вверх температура воздуха уменьшается в среднем на 0,6ºС на 100 м.; 2) особенностей подстилающей поверхности которая может быть разной по цвету и иметь различное альбедо – отражающую способность горных пород. Также разные поверхности имеют разную теплоемкость и теплоотдачу. Вода из-за высокой теплоемкости медленно нагревается и медленно, а суша наоборот. 3) от побережий в глубь материков количество водного пара в воздухе уменьшается, а чем прозрачнее атмосфера, тем меньше рассеивается в ней солнечных лучей каплями воды, и больше солнечных лучей достигает поверхности Земли.
Вся совокупность солнечной материи и энергии, поступающая на землю называется Солнечная радиация . Она делится на прямую и рассеянную. Прямая радиация – это совокупность прямых солнечных лучей, пронизывающих атмосферу при безоблачном небе. Рассеянная радиация – часть радиации, рассеивающаяся в атмосфере, лучи при этом идут во всех направлениях. П + Р = Суммарная радиация . Часть суммарной радиации отраженная от поверхности Земли называется отраженная радиация. Часть суммарной радиации поглощенная поверхностью Земли – поглощенная радиация. Тепловая энергия, движущаяся от нагретой атмосферы к поверхности Земли, навстречу потоку тепла от Земли называется встречное излучение атмосферы.
Годовое количество суммарной солнечной радиации в ккал/см 2 год (по Т.В. Власовой).
Эффективное излучение – величина, выражающая фактический переход тепла от поверхности Земли к атмосфере. Разница между излучением Земли и встречным излучением атмосферы определяет прогрев поверхности. От эффективного излучения напрямую зависит радиационный баланс – результат взаимодействия двух процессов прихода и расхода солнечной радиации. На величину баланса во многом влияет облачность. Там где она значительная в ночное время она перехватывает длинноволновое излучение Земли не давая ему уйти в космос.
От поступления солнечной радиации напрямую зависят температуры подстилающей поверхности и приземных слоев воздуха и тепловой баланс.
Тепловой баланс определяет температуру, ее величину и изменение на той поверхности, которая непосредственно нагревается солнечными лучами. Нагреваясь, эта поверхность, передает тепло (в длинноволновом диапазоне) как ниже лежащим слоям, так и атмосфере. Саму поверхность называют деятельной поверхностью.
Основные составляющие теплового баланса атмосферы и поверхности Земли как целого
|
Показатель |
Величина в % |
|
Энергия поступающая к поверхности Земли от Солнца |
|
|
Радиация, отражаемая атмосферой в межпланетное пространство, в том числе 1) отражается облаками 2) рассеивается |
|
|
Радиация, поглощаемая атмосферой, в том числе: 1) поглощается облаками 2) поглощается озоном 3) поглощается водяным паром |
|
|
Радиация, достигающая подстилающей поверхности (прямая + рассеянная) |
|
|
Из неё: 1) отражается подстилающей поверхностью за пределы атмосферы 2) поглощается подстилающей поверхностью. |
|
|
Из неё: 1) эффективное излучение 2) турбулентный теплообмен с атмосферой 3) затраты тепла на испарение |
В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 14 часов, а минимум – около момента восхода Солнца. Нарушать суточный ход температуры может облачность, влажность и растительность поверхности.
Дневные максимумы температуры поверхности суши могут составлять +80 о С и более. Суточные колебания достигают 40 о. Величины экстремальных значений и амплитуды температур зависят от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, характера растительного покрова, ориентировки склонов (экспозиции).
Нагреваясь, поверхность передает тепло почвогрунтам. На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных значений температуры в течение суток запаздывает на каждые 10 см примерно на 3 часа. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температур. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы «затухают». Слой в котором они прекращаются называется слоем постоянной суточной температуры.
На глубине 5- 10 м в тропических широтах и 25 м в высоких широтах находится слой постоянной годовой температуры, где температура близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.
Вода медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. К тому же солнечные лучи могут проникать на большую глубину, непосредственно нагревая более глубокие слои. Перенос тепла на глубину идет не столько за счет молекулярной теплопроводности, а в большей мере за счет перемешивания вод турбулентным путем или течениями. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, также сопровождающаяся перемешиванием.
В отличие от суши суточные колебания температуры на поверхности океана меньше. В высоких широтах в среднем всего 0,1ºС, в умеренных – 0,4ºС, в тропических – 0,5ºС, Глубина проникновения этих колебаний 15- 20 м.
Годовые амплитуды температуры на поверхности океана от 1ºС в экваториальных широтах до 10,2ºС в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200- 300 м.
Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум – через 2-3 часа после восхода Солнца. Годовой максимум температуры на поверхности океана в северном полушарии приходится на август, минимум – на февраль.