| 8695912 9216 5224 943 1
-23
-37
73
-59
-23
9
30-20
113
-105
-9
1
69
-20
-49
96
-73
-24
1
20-10
119
- 99
-6
-14
71
-29
-42
106
-81
-15
-10
10- 0
115
-80
-4
-31
72
-48
-24
105
-72
-9
-24
0-10 ю.ш.
115
-84
-4
-27
72
-50
-22
105
-76
-8
-21
10-20
113
-104
-5
- 4
73
-41
-32
104
-90
-11
-3
20-30
101
-100
-7
6
70
-28
-42
94
-83
-15
4
30-40
82
- 80
- 9
7
62
-28
-34
80
-74
-12
6
40-50
57
-55
- 9
7
41
-21
-20
56
-53
- 9
6
50-60
28
-31
-8
11
31
-20
-11
28
-31
- 8
11
Земля в целом
82
-74
-8
0
49
-25
- 24
72
-60
-12
0
Табл. 2. - Тепловой баланс атмосферы, ккал/см2 год
Широта, градусы
R
Lr
Р
Fa
70-60 с. ш.
-70
28
9
33
60-50
-60
43
13
4
50-40
-60
47
17
-4
40-30
-69
46
23
0
30-20
-82
42
24
16
20-10
-83
70
15
-2
10- 0
-76
115
9
-48
0 - 10 ю. ш.
-74
90
8
-24
10-20
- 76
74
11
-9
20-30
-74
51
15
8
30-40
-71
55
12
4
40-50
-64
61
9
-6
50-60
-57
58
8
-9
Земля в целом
- 72
60
12
0
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 + Р + Fo+ LE = 0 представляет собой алгебраич. 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. Положит, или отрицат. величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как темп-pa земной поверхности обычно не равна темп-ре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный поток тепла -Fo 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 F0 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, к-рый определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её темп-ры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, к-рая определяет скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу.
Уравнение Т. б. атмосферы имеет вид:
[25J-2.jpg]
Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса Ra; прихода или расхода тепла Lr при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (r - сумма осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла Fa, вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, к-рый связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение Т. б. атмосферы входит член AW, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.
Уравнение Т. б. системы Земля - атмосфера соответствует алгебраич. сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологич. наблюдений (на актинометрич. станциях, на спец. станциях Т. б., на метеорологич. спутниках Земли) или путём климатологич. расчётов.
Средние широтные величины составляющих Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. о. 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 ок. 250 ккал/см2 в год, из к-рых ок. */з отражается в мировое пространство, 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/см2в год поглощается земной поверхностью (стрелка О). Атмосфера поглощает 59 ккал/см2 в год коротковолновой радиации, т. е. значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см2 в год (стрелка /), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см2в год (стрелка Л). Т. о., поверхность Земли полу |
