4.2 Радиационно-тепловой баланс Земли

Баланс солнечной энергии (рис. 4.2) на поверхности Земли за некоторый, определенный отрезок времени определяется в метеорологии уравнением:

(Q _пр + Q _р)(1-) – I= R ( 4.1 )

где: Q _пр - прямая солнечная радиация поступающая на горизонтальную поверхность, кДж/м² год ;

Q _р- рассеянная солнечная радиация приходящая от небосвода, кДж/м² год;

 - альбедо земной поверхности, в долях ед.;

I - эффективное длинноволновое излучение, равное разности собственного излучения земной поверхности I ₃ и направленного от атмосферы к земной поверхности излучения атмосферы а, кДж/м² год;

R - остаточная радиация или радиационный баланс, т.е. разность поглощенной поверхностью коротковолновой солнечной радиации, и длинноволнового эффективного излучения Земли, кДж.

Рис. 4.2 Схема радиационного баланса солнечной энергии на поверхности Земли (условные обозначения приведены в формуле 4.1)

Альбедо  - способность тела отражать и поглощать лучистую энергию. Она характеризуется величиной отношения отраженной части энергии к полному количеству энергии, падающей на поверхность тела. Обычно эта величина выражается в долях единицы или процентах.

Величина радиационного баланса R, приравнивается сумме членов теплового баланса подстилающей поверхности (рис. 4.3).

(Схема теплового баланса энергии на поверхности Земли приведена на следующей стр. рис.4.3).

Уравнение теплового баланса земной поверхности является, по существу, выражением закона сохранения энергии и имеет вид:

R = LE + P + B ( 4.2 )

где: LE - суммарные затраты тепла на испарение (испарение почвы и транспирация влаги растительностью), кДж/м² год;

Р - затраты тепла на процесс турбулентного (конвективного) теплообмена между поверхностью и атмосферой, кДж/м²год;

В – теплообмен между дневной поверхностью и почвой, кДж/м²год.

Рис. 4.3 Схема теплового баланса энергии на поверхности Земли (условные обозначения приведены в формуле 4.2)

Из выше приведенного следует, что:

(Q_пр +Q_p)(1-) –I = LE+P+B ( 4.3 )

Это уравнение является уравнением радиационно-теплового баланса на поверхности Земли. Оно определяет формирование и динамику сезонного и многолетнего промерзания горных пород в верхней части литосферы.

Со сменой времен года, все составляющие радиационно-теплового баланса, за исключением турбулентного теплообмена (Р) и теплообмена между дневной поверхностью и почвой (В) меняются количественно, сохраняя свой знак неизменным. Величины Р и В меняются не только количественно, но и по знаку.

Летом прямая (Q_пр) и рассеянная (Q_p) солнечная радиация достигает больших значений, а эффективное длинноволновое излучение (I) всегда значительно меньше количества поглощенной радиации. Поэтому летом радиационно-тепловой баланс положителен и достигает таких больших значений, что сумма его за год тоже остается положительной практически для всей поверхности Земли.

Зимой, при резком сокращении поглощенной радиации испарение (LE) и турбулентный теплообмен (Р) становятся близкими к нулю, и радиационно-тепловой баланс может быть выражен следующим образом:

(Q_пр+Q_р)(1-)=I+B ( 4.4 )

Отсюда следует, что затрат тепла на испарение (LE) и турбулентный теплообмен (Р) имеют существенное значение для формирования положительных температур поверхности и пород в весенне-летний период, а на формирование отрицательных температур влияет, в основном эффективное длинноволновое излучение.

Радиационный баланс отдельных участков поверхности Земли зависит от многих условий – географического положения, атмосферных условий, характера рельефа, экспозиции и крутизны склонов, почвенного, растительного, снежного покрова, состава горных пород, их теплофизических свойств и др. Эти условия влияют на отражательную способность поверхности Земли и аккумуляцию тепла.

Среднее альбедо Земли равно 0.37 – 0.40, но оно различно для разных поверхностей и изменяется в широких пределах. К примеру, на участках покрытых снегом, альбедо равно 0.85. На участках сложенных известняками оно равно - 0.56, а базальтовыми лавами – 0.06. Таким образом, тепловое состояние горных пород, в верхних горизонтах литосферы определяется структурой рационально-теплового баланса. В районах, где устанавливается дефицит тепла, происходит охлаждение земной коры, которое проявляется в промерзании в течение зимнего сезона или многих лет. Многолетняя мерзлота распространена в тех областях, где в результате теплообмена в системе “Земля – атмосфера” возникает дефицит тепла на поверхности Земли в определенном этапе ее развития.

Уравнение теплового баланса связывает приход, превращение и расход энергии и выражает собой теплообмен численно равный количеству энергии, превращающейся из одной формы в другую в данном объеме породы за рассматриваемый промежуток времени.

При сезонных изменениях прихода и расхода энергии годовой период изменения температур в породах подразделяется на две составляющие: полупериод их нагревания и полупериод охлаждения. Количество тепла, приходящего в породу за полупериод нагревания и уходящего из нее за полупериод охлаждения, называется теплооборотом. Теплообороты в почвах и горных породах зависят от температурного режима поверхности, их теплопроводности и теплоемкости, а так же фазовых превращений воды в породах. Эта зависимость выражается следующим образом:

B = (nA_срC + Q_ф) + t_ √ 2λTC/π (4.5)

где:  - глубина сезонного промерзания или оттаивания горных пород и почв, м;

A_ср – амплитуда годовых колебаний температуры, средняя в слое ⁰С;

С – объемная теплоемкость пород кДж/м ч ⁰С или Вm/м ⁰С;

Q_ф – теплота фазового перехода воды при оттаивании или промерзании пород в слое , кДж/м³;

t_ - средняя годовая температура горных пород на глубине сезонного оттаивания или промерзания, ⁰С;

Т – период (год);

λ – теплопроводность горных пород кДж/(м ч ^oC);

n – коэффициент равный 2 при малых значениях Q_ф и ˂2 при возрастании Q_ф.

При разном сокращении солнечной энергии, когда

I  (Q_пр + Q_р)(1 - ), (4,6)

радиационный баланс отрицателен, и на поверхности почвы устанавливается температура 0⁰С и ниже.

В годовом цикле теплообмена горные породы не аккумулируют солнечное тепло, несмотря на положительные значения радиационного баланса. Все тепло, полученное ими в теплый период года, полностью отдается зимой. Поэтому полный энергетический баланс земной поверхности близок к нулю и у полюса и у экватора. Температура земной поверхности не зависит от потока тепла в горные породы или из горных пород, а определяется абсолютными величинами различного рода взаимодействующих и взаимопревращающихся на ней видов энергии.

При средних годовых значениях радиационного баланса меньших 120-150 кВт/м², тепловые процессы на поверхности земли протекают при отрицательной температуре. Зимние температуры определяются знаком радиационного баланса. Если он положителен, то температура больше нуля. Если же он отрицателен, то температура меньше нуля и тем ниже, чем больше радиационный баланс.

Таким образом, в течение года происходят колебания температуры поверхности около некоторого среднего ее значения, называемого средней годовой температурой поверхности.

Поэтому средние годовые температуры воздуха и поверхности не равны друг - другу, так как различные типы поверхностей с определенным комплексом почвенных, геологических и геоморфологических условий при одинаковом климате могут иметь разную температуру.