Радиационный и тепловой балансы поверхности Земли

Радиационный баланс представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой поверхностью Земли.

Радиационный баланс - алгебраическая сумма потоков радиации в определённом объёме или на определённой поверхности. Говоря о радиационном балансе атмосферы или системы «Земля – атмосфера», чаще всего подразумевают радиационный баланс земной поверхности, определяющий теплообмен на нижней границе атмосферы. Он представляет собой разность между поглощённой суммарной солнечной радиацией и эффективным излучением земной поверхности.

Радиационный баланс является важнейшим климатическим фактором, так как от его величины в сильной степени зависит распределение температуры в почве и прилегающих к ней слоях воздуха. От него зависят физические свойства масс воздуха, перемещающихся по Земле, а также интенсивность испарения и таяния снега.

Радиационный баланс представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой поверхностью Земли.

Радиационный баланс является важнейшим климатическим фактором, так как от его величины в сильной степени зависит распределение температуры в почве и прилегающих к ней слоях воздуха. От него зависят физические свойства масс воздуха, перемещающихся по Земле, а также интенсивность испарения и таяния снега.

Распределение годовых значений радиационного баланса на поверхности земного шара неодинаково: в тропических широтах эти значения доходят до 100... 120 ккал/(см2-год), а максимальные (до 140 ккал/(см2 год)) наблюдаются у северо-западных берегов Австралии). В пустынных и засушливых районах значения радиационного баланса ниже по сравнению с районами достаточного и избыточного увлажнения на тех же широтах. Это вызывается повышением альбедо и увеличением эффективного излучения в связи с большой сухостью воздуха и малой облачностью. В умеренных широтах значения радиационного баланса быстро уменьшаются по мере возрастания широты вследствие убывания суммарной радиации.

В среднем за год суммы радиационного баланса для всей поверхности земного шара оказываются положительными, за исключением районов с постоянным ледяным покровом (Антарктика, центральная часть Гренландии и др.).

Энергия, измеряемая величиной радиационного баланса, частично затрачивается на испарение, частично передается воздуху и, наконец, некоторое количество энергии уходит в почву и идет на ее нагревание. Таким образом, общий приход-расход тепла для поверхности Земли, называемый тепловым балансом, можно представить в виде следующего уравнения:

B = M+V+T. (38)

Здесь В - радиационный баланс, М - поток тепла между поверхностью Земли и атмосферой, V - затрата тепла на испарение (или выделение тепла при конденсации), Т - теплообмен между поверхностью почвы и глубинными слоями.

Рисунок 16 – Воздействие солнечной радиации на поверхность Земли

В среднем за год почва практически отдает тепла в воздух столько же, сколько и получает, поэтому в годовых выводах теплооборот в почве равен нулю. Затраты тепла на испарение распределяются на поверхности земного шара весьма неравномерно. На океанах они зависят от количества солнечной энергии, поступающей на поверхность океана, а также от характера океанических течений. Теплые течения увеличивают расход тепла на испарение, холодные же уменьшают его. На материках затраты тепла на испарение определяются не только количеством солнечной радиации, но и запасами влаги, содержащейся в почве. При недостатке влаги, вызывающем сокращение испарения, затраты тепла на испарение снижаются. Поэтому в пустынях и полупустынях они значительно уменьшаются.

Практически единственным источником энергии для всех физических процессов, развивающихся в атмосфере, является солнечная радиация. Главная особенность радиационного режима атмосферы т. н. парниковый эффект: атмосфера слабо поглощает коротковолновую солнечную радиацию (большая её часть достигает земной поверхности), но задерживает длинноволновое (целиком инфракрасное) тепловое излучение земной поверхности, что значительно уменьшает теплоотдачу Земли в космическое пространство и повышает её температуру.

Приходящая в атмосферу солнечная радиация частично поглощается в атмосфере главным образом водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями и рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности атмосферы. Вследствие рассеяния лучистой энергии Солнца в атмосфере наблюдается не только прямая солнечная, но и рассеянная радиация, в совокупности они составляют суммарную радиацию. Достигая земной поверхности, суммарная радиация частично отражается от неё. Величина отражённой радиации определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо. За счёт поглощённой радиации земная поверхность нагревается и становится источником собственного длинноволнового излучения, направленного к атмосфере. В свою очередь, атмосфера также излучает длинноволновую радиацию, направленную к земной поверхности (т. н. противоизлучение атмосферы) ив мировое пространство (т. н. уходящее излучение). Рациональный теплообмен между земной поверхностью и атмосферы определяется эффективным излучением — разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением атмосферы. Разность между коротковолновой радиацией, поглощённой земной поверхностью, и эффективным излучением называется радиационным балансом.

Преобразования энергии солнечной радиации после её поглощения на земной поверхности и в атмосфере составляют тепловой баланс Земли. Главный источник тепла для атмосферы земная поверхность, поглощающая основную долю солнечной радиации. Поскольку поглощение солнечной радиации в атмосфере меньше потери тепла из атмосферы в мировое пространство длинноволновым излучением, то радиационный расход тепла восполняется притоком тепла к атмосфере от земной поверхности в форме турбулентного теплообмена и приходом тепла в результате конденсации водяного пара в атмосфере. Так как итоговая величина конденсации во всей атмосфере равна количеству выпадающих осадков, а также величине испарения с земной поверхности, приход конденсационного тепла в атмосфере численно равен затрате тепла на испарение на поверхности Земли.

Некоторая часть энергии солнечной радиации затрачивается на поддержание общей циркуляции атмосферы и на другие атмосферные процессы, однако эта часть незначительна по сравнению с основными составляющими теплового баланса.

Рисунок 17 - Баланс солнечной радиации на земной поверхности