Тепловой баланс Земли (по м.И. Будыко)

№	Составляющие баланса	Ккал/см2 в год	%
1 2 3 4	Приток солнечной радиации у верхней границы тропосферы Отражается тропосферой (альбедо) Нагревание атмосферы Достигает земной поверхности и усваивается ею	250 83 59 108	100 33 24 43

Поступившее на земную поверхность тепло расходуется на

• эффективное излучение (36 ккал/см² в год),

• турбулентный теплообмен с атмосферой (12 ккал/см² в год) и

• испарение воды (60 ккал/см² в год).

В конечном счете все тепло земной поверхности и атмосферы в виде длинноволнового излучения возвращается в космическое пространство.

Температурный режим подстилающей поверхности зависит от:

• количества поступающей радиации,

• характера поверхности и

• ее альбедо.

Суша на поверхности нагревается быстро, но теплоемкость ее незначительна. Она усваивает сравнительно мало солнечного тепла и может быстро его отдавать. Поэтому на суше возможны резкие колебания температур в течение суток и года. Теплопроводность горных пород невысокая, а суточные изменения температур в земной коре заметны в основном до глубины 1м. Сезонные колебания температур отмечаются на глубинах 20 -25 м благодаря более длительным периодам устойчивого нагрева или охлаждения земной поверхности.

Вода, обладая вдвое большей теплоемкостью, чем твердые горные породы, при одинаковом количестве тепла нагревается или охлаждается вдвое медленнее по сравнению с сушей. В воде лучи проникают на глубину до 100 м, прогревая большой слой воды. Кроме того, благодаря подвижности воды происходит ее турбулентное перемещение и перенос на глубины в несколько километров. Водные бассейны в теплое время года аккумулируют тепло, а в холодное передают его атмосфере, что способствует выравниванию хода суточных и годовых температур над морями и океанами.

Как видно из теплового баланса Земли, атмосфера нагревается в основном не непосредственно солнечными лучами, а от земной поверхности. Воздух является плохим проводником тепла. Поэтому земная поверхность прогревает лишь его тонкий нижний слой. Передача тепла в вышележащую толщу атмосферы происходит в результате конвекционного перемешивания воздуха. Нагревшиеся воздушные массы поднимаются вверх. На их место подходят новые, более прохладные, нагреваются, соприкасаясь с земной поверхностью, и также поднимаются вверх. Огромное количество тепла переносит поднимающийся вместе с воздухом водяной пар. При конденсации 1 г его выделяет 600 кал скрытой теплоты парообразования.

Важную роль в тепловом режиме атмосферы играют адиабатические процессы, т.е. нагревание или охлаждение воздуха без теплообмена с окружающей средой. При поднятии воздух адиабатически охлаждается, так как плотность его уменьшается, молекулы удаляются друг от друга, сталкиваются реже. Тепловая энергия, содержащаяся в воздухе, переходит в кинетическую, тратится на механическую работу – расширение газа. При опускании воздух из разреженных слоев поступает в более плотные. Происходит его уплотнение, и механическая энергия сжатия преобразуется в тепловую, повышая температуру сухого воздуха на 1⁰ на каждые 100 м опускания.

Интенсивное охлаждение воздуха происходит при потере тепла излучением, что постоянно наблюдается в ночные часы в пустынях и в полярные ночи в Арктике и Антарктиде.

В целом для тропосферы характерно плавное убывание температуры с высотой на 0,6⁰ на каждые 100 м подъема. Однако часто наблюдается инверсия температуры, т.е. повышение ее с поднятием над земной поверхностью.

В зависимости от причин формирования слоев инверсии, различают несколько типов инверсий.

Радиационные (приземные инверсии). Причиной их является выхолаживание низких слоев воздуха от охлажденной излучением (радиацией) подстилающей поверхности. Они образуются преимущественно в безоблачные ночи, при штиле или очень слабом ветре (центр антициклона, ось гребня, седловина).

Адвективные инверсии. Причиной возникновения инверсий этого типа является охлаждение натекающего теплого воздуха от соприкосновения с холодной подстилающей поверхностью. Вследствие этого приземный слой воздуха может оказаться холоднее вышележащих слоев воздуха.

Фронтальные инверсии. Этот тип инверсий возникает во фронтальной зоне (теплого фронта и фронта окклюзии по типу теплого). Толщина таких инверсий может быть несколько сотен метров. Фронтальные инверсии могут наблюдаться в тропосфере на любых высотах и в любое время суток.

Инверсии сжатия или оседания. Эти инверсии обычно возникают в обширных малоподвижных областях высокого давления (антициклонах). В приземном слое воздуха растекаются из области высокого давления в стороны. Верхний слой воздуха оседает и от сжатия нагревается. В результате на некотором уровне может оказаться слой, в котором температура воздуха выше, чем нижележащем слое, и в распредении температуры с высотой будет наблюдаться инверсия.

Теоретически при условии однородности подстилающей поверхности тепловой режим Земли определялся бы только поступлением солнечной радиации. Среднегодовая температура воздуха постепенно снижалась бы от 39⁰С на экваторе до – 44⁰С у полюсов. Однако пестрота подстилающей поверхности, непрерывное движение атмосферы, теплообмен между низкими и высокими широтами земного шара существенно уменьшают различия фактических температур на Земле.

Избытки тепла из экваториальных и тропических поясов выносятся в умеренные и полярные пояса водами Мирового океана и воздушными массами. Вследствие этого средняя многолетняя годовая температура воздуха в районе экватора снижается до 26⁰С, а, например, на Северном полюсе повышается до -19⁰С.

Тепловой режим атмосферы отображается на картах изотермами – линиями, соединяющими точки с одинаковой температурой. Для построения изотерм на картах температуры воздуха всех метеорологических станций приводятся к уровню моря, т.е. уменьшается на 0,6⁰ на каждые 100 м высоты, на которой находится соответствующая метеостанция. Таким образом, обеспечивается сопоставимость наблюдений за температурой воздуха на всех метеорологических станциях мира.

Основные характеристики теплового режима атмосферы дают январские, июльские и годовые изотермы.

Изотермы января показывают распределение тепла в наиболее холодное время в северном полушарии и в наиболее теплое в южном. В северном полушарии в результате сильного охлаждения материков, в значительной степени покрытых снегом, изотермы на суше опускаются далеко к югу, особенно в Азии. Например, 0⁰ заходит южнее 30⁰ с. ш. в пределах океанов, наоборот, одноименные изотермы заходят далеко находящиеся над океаном воздушные массы. Особенно далеко на север отклоняются изотермы в Атлантическом океане, так как теплые течения Гольфстрим и Северо-Атлантическое несут огромное количество тепла, и нулевая изотерма поднимается выше 70⁰ с.ш. В самых холодных районах северного полушария – Восточной Сибири и Гренландии очаги холода обозначаются замкнутыми изотермами – 40⁰С и ниже. Здесь же отмечаются самые минимальные температуры воздуха для северного полушария: -71⁰С в Оймяконе и -68⁰С в Верхоянске.

В южном полушарии в январе, наиболее теплом месяце года, изотермы на хорошо прогреваемых материках Африки, Южной Америке и Австралии отклоняются к югу. Над океанами изотермы размещаются почти вдоль параллелей. Лишь у западных окраин материков, особенно Африки и Южной Америки, где проходят холодные течеия, они круто изгибаются к северу, в строну экватора. Нулевая изотерма января замыкается вокруг Антарктиды и располагается между 60⁰ и 70⁰ ю.ш. Максимальная температура в южном полушарии зафиксирована в Австралии (+51⁰С).

В июле, самом теплом месяце для северного полушария и самом холодном для южного, положение изотерм резко отличается от январского. Материки северного полушария хорошо прогреваются, и изотермы в их пределах немного отклоняются к северу, в целом сохраняя широтное направление. Отрицательные среднемесячные температуры июля сохраняются только в Гренландии, покрытой ледниками, и центральных районах Северного Ледовитого океана. В Северной Америке, Африке и на юге Азии обширные территории получают огромное количество солнечной энергии. На климатических картах они ограничиваются замкнутыми июльскими изотермами +30 - +44⁰С. В их пределах зафиксированы максимальные температуры: +58⁰С Ливийской пустыне на севере Африки, +57⁰С в пустыне Мохаве в Северной Америке, +53⁰С в пустыне Тар в Индии.

В южном полушарии изотермы июля сохраняют широтное направление. Нулевая изотерма проходит над океаном между 50 и 60⁰ ю. ш. Замкнутые изотермы показывают резкое снижение температур по окраинам Антарктиды. Чрезвычайно низкие температуры в июле наблюдаются над материком. На полярной станции «Восток» зафиксирована минимальная температура воздуха на Земле, равная -89,2⁰С.

Северное полушарие получает больше тепла, чем южное. Это объясняется главным образом преобладанием суши и лучшим прогревом этого полушария. Поэтому термический (тепловой) экватор, представляющий собой плавную кривую, которая соединяет на карте точки земной поверхности с самыми высокими годовыми температурами, располагается к северу от географического экватора.

В зависимости от теплового режима земной поверхности и приземного слоя атмосферы выделяют семь тепловых поясов нашей планеты. Их границы не совпадают с тропиками и полярными кругами, а определяются количеством поступающего на Землю тепла от Солнца с учетом шарообразной формы Земли, распределением суши и водной поверхности, циркуляции вод Мирового океана и атмосферы, характера подстилающей поверхности и других факторов.

Жаркий пояс располагается по обе стороны экватора и ограничивается годовыми изотермами +20⁰С, являющимися рубежами распространения кораллов в море и пальм на суше.

Два умеренных пояса отделяются от жаркого пояса годовыми изотермами +200С, а со стороны полюсов изотермами +10⁰С самого теплого месяца. Эти изотермы совпадают с границами распространения леса в высоких широтах.

Два холодных пояса размещаются между изотермами +10⁰С и 0⁰С самого теплого месяца.

Два пояса мороза располагаются в приполярных областях и ограничиваются изотермами 0⁰С самого теплого месяца.

Сухоадиабатические изменения температуры

При адиабатическом подъеме сухого и ненасыщенного влажного воздуха температура на каждые 100 м подъема падает почти на один градус, а при адиабатическом опускании на 100 м температура растет на то же значение. Величина

_а = - (dT_i /dz) = g / c_p = 0,98°С . 100 м  1°С /100 м

называется сухоадиабатическим градиентом.

Влажноадиабатические изменения температуры

В поднимающемся насыщенном воздухе температура падает уже не сухоадиабатически, а по влажноадиабатическому закону. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения. На каждые 100 м подъема насыщенный воздух при давлении 100 гПа и температуре 0°С охлаждается на 0,66°С , при температуре 20°С - на 0,44 и при температуре -20°С - на 0,88°С .

Вертикальное распределение температуры

Кривая фактического распределения температуры с высотой в данный момент времени называется кривой стратификации. Представление о характере кривой стратификации, т. е. о характере распределения температуры по высоте, дает вертикальный градиент температуры  = = - (dT_а /dz), т. е. изменение температуры в атмосфере на единицу высоты, обычно на 100 м. В реальной атмосфере вертикальный градиент температуры может меняться в широких пределах. В нижних 10-11 км в умеренных широтах и в нижних 15-17 км в тропиках он в среднем равен 0,65°С / 100 м.

Достаточно часто наблюдаются случаи, когда температура воздуха в некотором слое атмосферы с высотой не падает, а растет. Такое распределение температуры с высотой называют инверсией температуры. Нередко в атмосфере образуются слои, в которых температуры не меняется с высотой, т. е. вертикальный градиент температуры равен нулю. Такое распределение температуры называют изотермией.

УСКОРЕНИЕ КОНВЕКЦИИ

d²z / dt² = g  (T_i - T_a) / T_a

Ускорение вертикально движущейся частицы воздуха - ускорение конвекции - зависит от разности абсолютных температур движущегося воздуха и окружающей воздушной среды. При температурах, близких в 273 К, т. е. к 0°С , при разности (T_i - T_a) = 1°С вертикальное ускорение около 3 см/с².

Если разность температур T_i - T_a положительна, то ускорение конвекции также положительно и частица поднимается ускоренно вверх. Если движущаяся частица холоднее окружающего воздуха, ускорение конвекции отрицательно, т. е. частица опускается. Если температура частицы и окружающего воздуха равны, ускорение конвекции отсутствует.

СТРАТИФИКАЦИЯ АТМОСФЕРЫ И ВЕРТИКАЛЬНОЕ РАВНОВЕСИЕ ДЛЯ СУХОГО ВОЗДУХА

Для развития конвекции вообще необходимо такое распределение температуры в атмосфере, при котором разность температур T_i - T_a сохранялось бы (или еще лучше) увеличивалось при смещении частицы.

Для развития конвекции в сухом или ненасыщенном воздухе нужно, чтобы вертикальные градиенты температуры в воздушном столбе были больше сухоадиабатического. В этом случае говорят, что атмосфера обладает неустойчивой стратификацией. При вертикальных градиентах температуры меньше сухоадиабатического условия для развития конвекции неблагоприятны. Говорят, что атмосфера обладает устойчивой стратификацией. Наконец (в промежуточном случае), при вертикальном градиенте, равном сухоадиабатическому, существующая конвекция сохраняется, но не усиливается. Говорят, что атмосфера обладает безразличной стратификацией.

СУТОЧНЫЙ ХОД СТРАТИФИКАЦИИ И КОНВЕКЦИИ

Конвекция развивается только при неустойчивой стратификации. Чем неустойчивее стратификация, т. е. чем больше вертикальные градиенты температуры превышают адиабатические градиенты (сухоадиабатический для ненасыщенного воздуха и влажноадиабатический для насыщенного), тем сильнее развивается конвекция.

Как неустойчивость стратификации. Так и конвекция особенно велики около полудня и в первые послеполуденные часы. Поэтому кучевые облака, ливневые осадки и грозы над сушей, связанные с конвекцией, имеют максимальное развитие именно после полудня. К вечеру стратификация становится устойчивее, а в ночные часы, когда приземный слой воздуха охлаждается от почвы, стратификация может стать даже настолько устойчивой, что начнут развиваться приземные инверсии температуры, т. е. температура воздуха над почвой с высотой не падает, а растет.

ИНВЕРСИИ ТЕМПЕРАТУРЫ

Падение температуры с высотой можно считать нормальным явлением для тропосферы, а инверсии температуры - отклонениями от нормального состояния.

Инверсию температуры можно характеризовать высотой нижней границы, т. е. высотой, с которой начинается повышение температуры, толщиной слоя, в котором наблюдается повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя - скачком температуры.

По высоте все тропосферные инверсии можно разделить на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере.

Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности (почвы, снега или льда). Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью. Основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере, однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км.