Геофизика и геохимия ландшафта. Конспекты лекций

3.Туманы и облака. Капли воды туманов и облаков действуют, как

иводяной пар, но в еще большей степени. Ночи при туманной и облачной погоде бывают обычно теплыми.

4.Близость или удаленность океана. Водная масса, будучи тепло-

емкой, дольше, чем суша, удерживает тепло. За счет повышенной влажности, образования облаков и туманов крупные водоемы снижают эффективное излучение. Напротив, внутриконтинентальным сухим территориям свойственны наибольшая потеря тепла зимой и ночью,

атакже резкие колебания ночной и дневной температур.

5.Абсолютная высота местности. В горах, например, с уменьше-

нием плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффективное излучение.

6.Растительность. Мощный растительный покров, особенно леса, снижают эффективное излучение.

7.Характер почво-грунтов. Мощные и рыхлые почвы дольше удерживают и более интенсивно излучают тепло; каменистые почвы (и особенно пески пустынь) скорее его теряют и быстро остывают.

Наиболее отчетливо типичные черты теплового режима суши проявляются в пустынях: большая доля солнечной радиации отражается от светлой их поверхности, тепло не расходуется на испарение, а идет на нагревание сухих горных пород. От них днем воздух нагревается до весьма высоких температур. В сухом воздухе тепло не задерживается и беспрепятственно излучается в верхнюю атмосферу и межпланетное пространство. Поэтому пустыни служат своеобразными «окнами охлаждения» планетарного масштаба.

Разреженность атмосферы, ее высокая прозрачность в высокогор-

ных районах также способствуют значительной потере тепла. Остаточная радиация в виде разности между суммарной (прямой и

рассеянной) солнечной радиацией, поглощенной земной поверхностью, и эффективным излучением этой поверхности носит название радиаци-

онного баланса (бюджета) земной, или деятельной,поверхности.

Уравнение радиационного баланса деятельной поверхности имеет следующий вид:

R = (J+S) (1–A) – Eэф,

где R – радиационный баланс; J – прямая радиация; S – рассеянная радиация; А – альбедо; Еэф – эффективное длинноволновое излучение.

31

А=Д/Q,

где Д – отраженная коротковолновая радиация; Q – суммарная радиация. Уравнениеможетпринятьитакойвид:R=Q(1–A)–Eэф.

Еэф = Eз – Еа,

где Eз – тепловое излучение земной поверхности; Еа – тепловое излучение атмосферы, направленное к деятельной поверхности.

Эти формулы описывают преобразование потока солнечной энергии в пределах конкретных ПТК. Как видно из них, радиационный баланс состоит из коротковолновой и длинноволновой радиации. Он включает следующие составные элементы: прямую и рассеянную солнечную радиацию, отраженную от подстилающей поверхности (коротковолновую) радиацию, излучение земной поверхности и встречное излучение атмосферы.

Одной из важнейших геофизических характеристик ПТК выступает альбедо деятельной поверхности, определяя его энергетику. Преднамеренные и непреднамеренные преобразования климата часто связаны с изменением альбедо деятельной поверхности. Примером преднамеренных преобразований может выступать зачернение поверхности снежников и ледников угольной пылью или другими веществами, имеющими низкие значения альбедо с целью увеличения поглощенной радиации и усиления таяния ледников и снежников. При изменении альбедо деятельной поверхности наблюдаются преобразования в микроклимате и местном климате. Таким образом, реальный климат во многом зависит от земных факторов, из которых важнейшими являются ослабление атмосферой солнечной радиации и разная интенсивность ее усвоения земной поверхностью в различных географических условиях.

Радиационный баланс земной поверхности является важнейшим компонентом теплового баланса земной поверхности, измеряется в кал/см2 поверхности в минуту; также рассчитывается за месяц, год и т. д. Он может быть положительным (днем, летом) и отрицательным (ночью и зимой). Годовые суммы его положительны в большей части Земли и особенно велики в тропических районах океанов (до 140 ккал/см2 и более в год); отрицательны в Антарктиде и во внутренних районах Арктики. В тропических пустынях, где высокое альбедо песков, остаточная

32

радиация (радиационный баланс) вдвое меньше. Положительные или отрицательные величины радиационного баланса компенсируются несколькими потоками тепла. В результате перемещения этих потоков тепла в геосистемах происходит цикличное изменение температуры воздуха и почвы.

Радиационный баланс по всему земному шару составляет, по разным данным, 79, 72 или около 60 ккал/см2 в год (3,16 ∙ 109 Дж/м2 в год). Таким образом, в среднем для всей поверхности Земли эффективное излучение значительно меньше поглощенной коротковолновой радиации. Такая закономерность является следствием так называемого парникового эффекта, т. е. результатом относительно большей прозрачности атмосферы для коротковолновой солнечной радиации по сравнению с прозрачностью для длинноволнового излучения Земли. Однако это не значит, что радиационный баланс последовательно возрастает и накапливается. Для Земли в целом характерно лучистое и тепловое равновесие: приход тепла из Космоса уравновешивается его излучением в Космос. Но между этими крайними звеньями – приходом из Космоса и расходом в Космос – солнечное тепло производит в географической оболочке большую работу. Благодаря этому «временно задержанному теплу» осуществляются многие географические и биологические процессы на Земле.

Региональные и локальные особенности радиационного режима геосистем определяются следующими основными факторами: географической широтой местности, определяющей угол падения солнечных лучей, режимом облачности, запыленностью, экспозицией склонов, отражательной способностью деятельной поверхности, теплоемкостью литогенной основы.

Контрольные вопросы

1.Уравнение радиационного баланса земной поверхности. Факторы, влияющие на величину эффективного излучения.

2.Понятие о парниковом эффекте.

3.Факторы, определяющие радиационный режим геосистем.

4.Понятие альбедо, его связь с характером подстилающей поверх-

ности.

33

ТЕМА 8. Тепловой баланс земной поверхности

1.Тепловой бюджет Земли и главные статьи его расхода. Уравнение теплового баланса.

2.Закономерности распределения тепла на земной поверхности.

Энергия радиационного баланса земной поверхности расходуется на испарение воды, нагревание атмосферы посредством турбулентной теплопроводности, на теплообмен с более глубокими слоями гидроили литосферы и т. д. Количественные характеристики всех форм преобразования солнечной энергии на поверхности Земли входят в уравнение энергетического (теплового) баланса земной поверхности. Оно включает алгебраическую сумму потоков тепла, приходящих к земной поверхности и уходящих от нее. В соответствии с законом сохранения энергии, эта алгебраическая сумма прихода и расхода тепла в течение длительного времени равна нулю:

R + P + B + LE = 0,

где R – радиационный баланс земной поверхности; P – затрата тепла на турбулентный обмен с атмосферой (поток тепла от атмосферы к земной поверхности или обратно); B – теплообмен с нижележащими слоями (почво-грунты или водная толща); LE – затрата тепла на испарение воды с поверхности или выделение тепла при конденсации водяного пара на поверхности. Размерность уравнения: кДж/(м2∙ с), или ккал/(см2∙ год).

Более 99 % годового радиационного бюджета затрачивается на испарение и турбулентный тепловой поток в воздух. Расход энергии на фотосинтез, выветривание и почвообразовательные процессы, переносы тепла со стоком составляют менее 1 % бюджета радиации, поэтому они не оказывают сколько-нибудь существенного влияния на тепловой режим земной поверхности, и их при анализе переноса теплоты обычно не учитывают. Тем не менее, эти потоки играют существенную роль в функционировании геосистем, и более полное уравнение теплового баланса имеет вид:

R= L(E+ T– C) ± Р ± В ± F± A,

где E – физическое испарение; Т – транспирация (испарение воды растениями); C – конденсация водяных паров; L – скрытая теплота парообразо-

34

вания; F – затраты тепла на фотосинтез; A – различные адвекции тепла (горизонтальные,параллельноземнойповерхности,перемещениятепла).

Соотношение между главными статьями бюджета – испарением воды и турбулентным потоком тепла– на суше зависит главным образом от увлажнения поверхности: в аридных районах большая часть энергии расходуется на нагревание атмосферы, а в районах с хорошим увлажнением

– на испарение. В целом на суше затраты тепловой энергии на испарение несколько превосходят энергию, расходуемую на нагревание воздуха. На океанах затраты на испарение везде больше турбулентной передачи теплоты. В среднем соотношение между ними составляет примерно 9:1. Для земной поверхности в целом на испарение расходуется около 70 %, на турбулентный перенос– около 30 % радиационного бюджета.

Таким образом, при испарении вода аккумулирует в себе в виде скрытой теплоты парообразования колоссальную часть (по некоторым источникам до 83 %) поглощаемой земной поверхностью солнечной энергии и, следовательно, становится мощным фактором формирования гидротермальных условий и природы на поверхности Земли.

Теплопоток в почву в годовом цикле в среднем за много лет равен нулю. В противном случае происходило бы разогревание земной поверхности, если бы он был положительным, или формирование многолетней мерзлоты, если бы был отрицательным. Такие периоды в истории Земли были, и, видимо, неоднократно, о чем свидетельствует наличие многолетней (реликтовой и современной) мерзлоты.

Распределение солнечного тепла по земной поверхности различно. Наибольшее количество этого тепла, равное 180–200, редко 220 ккал/см2 в год, приходится на низкие широты. От тропических к умеренным широтам оно уменьшается и на арктических островах составляет не более 60 ккал/см2 в год.

На распределение тепла на земной поверхности влияет также рельеф. Как отмечено, с повышением местности температура в горах пони-

жается на 0,5–0,6 С на каждые 100 м. Вследствие этого в горах на определенной высоте появляются условия для образования ледников.

Геосистемы могут быть описаны энергетическими характеристиками: либо абсолютными их значениями (суммарной радиацией, радиационным балансом, затратами тепла на испарение и турбулентный обмен, для отдельных сезонов года – величиной потока тепла в почву), либо относительными. Последние (LE/R, P/A, LE/P) принято называть показателями структуры теплового баланса. Крайние выражения теплового баланса отмечены летом для пустынной зоны, когда R≈P, и весной для тундровой зоны, когда R≈LE. Наиболее репрезентативным по-

35

казателем выступает, как считается, отношение LE/P, т. е. соотношение затрат тепла на испарение и турбулентный обмен.

Географическое распределение испарений в геосистемах зависит от энергетических ресурсов (для тундровой и лесной зон) и условий увлажнения (для лесостепной, степной, полупустынной и пустынной зон). По данным стационарных наблюдений, в летний период отношение LE/R в тундровой зоне не превышает 54 %, а в лесной зоне возрастает до 80 %. Дальше, к югу, оно уменьшается в степной и особенно в пустынной зоне. Специфической особенностью теплового баланса луговых поверхностей в период с положительной температурой воздуха выступает повышение теплового потока в почву: он может достигать 10–14 % по отношению к R.

Суточный ход составляющих теплового баланса (его структуры) специфичен для каждой природной зоны. В пустыне основная часть радиационного тепла (до 66 % в дневные часы) расходуется на турбулентный теплообмен. В то же время примерно столько же (67 %) в лесной зоне, напротив, тратится на суммарное испарение (LE и LT). В тундре расходные статьи теплового баланса в летний полдень примерно одинаковы (30–35 %), но «лидируют» затраты тепла на прогрев почвы. В степи затраты тепла на испарение больше, чем в пустыне, однако в часы наибольшего притока радиационного тепла они могут быть меньше турбулентного потока. Во всех природных зонах в период с 16 до 7 ч поток тепла направлен из почвы в атмосферу и расходуется на испарение и турбулентный обмен.

Характер перераспределения радиационного тепла определяет формирование определенного метеорологического режима приземного слоя атмосферы, внутреннего пространства геосистем, набор различных их состояний, определяемый погодными условиями.

Контрольные вопросы

1.Тепловой баланс земной поверхности, его математическое выражение.

2.Основные статьирасхода теплового бюджета земной поверхности.

3.Распределение солнечного тепла по поверхности Земли.

4.Зональная специфика суточного хода составляющих теплового баланса.

5.Объяснение существования зоны вечной мерзлоты и горных ледников.

36

ТЕМА 9. Водный баланс Земли

1.Понятие о влагообороте (водяном колесе) планеты. Уравнение водного баланса.

2.Испарение и испаряемость как показатели иссушающей способности воздуха, определяющей характер ландшафта.

3.Роль фазовых переходов воды в термическом режиме атмосфе-

ры.

4.Водный режим почв как отражение реального сочетания испаряемости и осадков.

5.Распределение увлажнения по территории бывшего СССР.

Влагооборот – совокупность процессов превращения, перемещения и изменения количества гидромасс в ПТК. Начальным источником атмосферной влаги служит Мировой океан, с поверхности которого вода испаряется. Часть ее конденсируется в облаках и выпадает

ввиде осадков тут же на океане, завершая малый влагооборот. Другая часть испарившейся влаги в виде водяного пара переносится на сушу, где также конденсируется в облаках и выпадает в виде жидких или твердых осадков, просачивается в грунт, стекает в реках в океан и расходуется растениями и животными (большой влагооборот). Это звено влагооборота не замкнуто, поскольку большую часть водяного пара растения в процессе фотосинтеза разлагают на водород и кислород, а меньшую связывают, безвозвратно исключая из водообмена.

Количественно влагооборот характеризуется водным балансом – алгебраическая сумма всех форм прихода и расхода влаги в атмосфере, на избранной территории или на море, на материке или океане или на земной поверхности в целом.

Осадки (Р), выпавшие на территорию, частично испаряются (Е)

ватмосферу, частично стекают (R) в океан: Р = Е + R, т. е. осадки равны испарению плюс сток. Иначе, со всей суши в многолетнем режиме испаряется количество влаги, равное количеству выпадающих осадков минус речной сток. Это и есть водный баланс.

Недостаток этой формулы – слишком обобщенное понимание стока и нерасчлененность испарения. Действительно, суммарное испаре-

ние (Е) состоит из непосредственного испарения (ЕN) и транспирации (Т): Е = ЕN + Т, а полный сток (R) – из поверхностного (S) и подземного (U): R = S + U. В водном балансе участвует также запас и/или недоста-

37

ток подземных вод в прошлые годы (±W) – валовое увлажнение территории. Таким образом, полное уравнение водного баланса имеет вид:

P = EN + T + S + U±W.

Уравнение W = P – S = U + E описывает валовое увлажнение территории.

При помощи немногих компонентов приведенные уравнения отражают многообразную взаимосвязь между водой, воздухом атмосферы, почвой и растительностью (рис. 2).

Рис. 2. Схема водного баланса:

P – осадки;E – испарение; S – поверхностный сток; U – грунтовый сток; T – транспирация; N – испарение с открытой поверхности

Испарение и испаряемость. Испарение заключается в переходе воды из жидкой или твердой фазы в газообразную фазу и поступлении водяного пара в атмосферу. Из двух составных частей испарения – непроизвольного физического с открытой поверхности и транспирации влаги растениями – большое природное значение имеет последняя, поскольку она участвует в развитии биосферы. На производство тонны растительной массы в разных условиях затрачивается от 100 до 1000 т воды. По

38

ориентировочным подсчетам, на территории бывшего СССР на транспирацию расходуется 40 % выпадающих осадков, или 3500 км3 воды.

Испарение – прежде всего энергетический процесс. Он зависит: 1) от количества тепловой энергии, которая может быть затрачена на данной поверхности в единицу времени; 2) от влагоемкости воздуха, степени его сухости или влажности. Последняя (влагоемкость воздуха) количественно характеризуется дефицитом влажности. Он, в свою очередь, зависит от температуры воздуха и в меньшей степени– от ветра.

Испаряемость – предельно возможное испарение при данных условиях погоды, не ограниченное запасами влаги. Разумеется, испарение может происходить только при наличии воды. На суше это условие имеется далеко не везде и всегда: аридным зонам свойственен дефицит влаги, в гумидных зонах ее может не хватать в отдельные периоды. В связи с этим в метеорологии выработано понятие об испаряемости (Ев) – максимально возможное испарение при данных метеорологических условиях, не лимитированное запасами влаги (потенциально возможное испарение).

Испарение принадлежит к числу важнейших процессов географической оболочки. Испарившаяся вода океанов поступает на сушу и обеспечивает ее осадками. Фазовые переходы воды сопровождаются поглощением и выделением тепла, которое при циркуляции атмосферы перераспределяется. Один из видов испарения – транспирация – участвует в биологических процессах и образовании биомассы Земли.

Климатическое и, особенно, биофизическое значение испаряемости заключается в том, что она показывает иссушающую способность воздуха: чем больше может испариться при ограниченных запасах влаги в почве, тем ярче выражена засушливость. В одних местах это приводит к появлению пустынь, в других – временные засухи, в третьих, где испаряемость ничтожна, создаются условия переувлажнения. Испарение, как и испаряемость, сильно варьируется даже в одной природной зоне, так как усвоение солнечной радиации земной поверхностью зависит от многих факторов.

За год с поверхности Земли в целом испаряется слой 1020 мм (столько же выпадает осадков). На океане он достигает 1260 мм, на материках снижается до 420 мм. При этом на океане испарение совпадает с испаряемостью, чего нет на суше. Главную массу осадков на материках составляет влага, перенесенная непосредственно с океана, а не доставленная внутриматериковыми влагооборотами.

39

Обобщенная зональная характеристика испарения такова: наибольший слой (до 2000 мм) испаряется в тропических океанах, что вызвано интенсивной солнечной радиацией при безоблачном небе и непрерывным уносом влаги пассатами. На суше на этих широтах солнечная радиация вызывает такую большую испаряемость, которая не может быть удовлетворена процессами континентального влагооборота. В итоге формируется пустынный климат с резкой разницей между потребностью и наличием воды. В экваториальной зоне из-за облачности

ибезветрия испарение снижается до 1000 мм. В субэкваториальном поясе при местных благоприятных условиях поступления речной и подземной воды испарение достигает значения, максимального для суши. В умеренном поясе северного полушария в зоне пустынь испарениесоставляетоколо200 ммименьше,влеснойзоне–от300 до500 мм,в тундрах снова уменьшается до 100 мм. В пустынях малое испарение вызвано недостатком влаги, в тундрах – нехваткой тепла.

Соотношение испарения и испаряемости как показатель сухости

может выражаться частным от деления испаряемости (Ев) на испарение (Еф): Ев/Еф или их разностью Ев – Еф. Испаряемость и испарение отражают режим осадков и режим тепла. Соотношение прихода и расхода атмосферной влаги называется атмосферным увлажнением. Оптимальное сочетание испарения и испаряемости, или наилучшее увлажнение, свойственно подзоне смешанных лесов. Отсюда к северу испаряемость уменьшается, а испарение, хотя и становится меньше, приближается к величине возможного, в силу чего влажность повышается. К югу испаряемость растет, а испарение независимо от его фактической величины неуклонно отстает от возможного. Поэтому и сухость воздуха нарастает от лесостепей к степям, полупустыням и пустыням Средней

иЦентральной Азии.

Испаряемость в сочетании с осадками определяет водный режим почв, в котором выделяют три следующих основных типа.

Промывной тип – характерен для областей, где сумма годовых осадков превышает испаряемость. В этих условиях ПТК подвергается сплошному промачиванию, и нисходящее движение влаги в почве и горных породах преобладает над восходящим. Просачивающаяся вода достигает уровня грунтовых вод.

Непромывной тип – характерен для областей с испаряемостью большей, чем осадки. В ПТК наблюдается дефицит влажности, и почва промачивается лишь на некоторую глубину. Просачивающаяся влага

40