Тепловой баланс земной поверхности и системы Земля-тропосфера
На материках максимальные затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным климатом. В тропических широтах суши расположены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах затраты тепла на испарение в океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97% всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80… Читать ещё >
Тепловой баланс земной поверхности и системы Земля-тропосфера (реферат, курсовая, диплом, контрольная)
Тепло, получаемое земной поверхностью, преобразуется и перераспределяется атмосферой и гидросферой. Тепло расходуется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен и на перераспределение тепла между сушей и океаном.
Наибольшее количество тепла расходуется на испарение воды с океанов и материков. В тропических широтах океанов на испарение затрачивается примерно 100−120 ккал/см2 в год, а в акваториях с теплыми течениями до 140 ккал/см2 в год, что соответствует испарению слоя воды в 2 м мощностью. В экваториальном поясе на испарение затрачивается значительно меньше энергии, то есть примерно 60 ккал/см2 в год; это равносильно испарению однометрового слоя воды.
На материках максимальные затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным климатом. В тропических широтах суши расположены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах затраты тепла на испарение в океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97% всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен около 20% солнечной радиации.
Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования. Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и движении воздушных масс.
Максимальное для всей тропосферы количество тепла от конденсации водяного пара получают экваториальные широты — примерно 100−140 ккал/см2 в год. Это объясняется поступлением сюда огромного количества влаги, приносимой пассатами из тропических акваторий, и поднятием воздуха над экватором. В сухих тропических широтах количество скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: менее 10 ккал/см2 в год в материковых пустынях и около 20 ккал/см2 в год над океанами. Решающую роль в тепловом и динамическом режиме атмосферы играет вода.
Радиационное тепло поступает в атмосферe также через турбулентный теплообмен воздуха. Воздух — плохой проводник тепла, поэтому молекулярная теплопроводность может обеспечить нагрев только незначительного (единицы метров) нижнего слоя атмосферы. Тропосфера нагревается путем турбулентного, струйного, вихревого перемешивания: воздух нижнего, прилегающего к земле слоя, нагревается, струями поднимается, на его место опускается верхний холодный воздух, который тоже нагревается. Таким образом тепло быстро передается от почвы воздуху, от одного слоя к другому.
Турбулентный поток тепла больше над материками и меньше над океанами. Максимального значения он достигает в тропических пустынях, до 60 ккал/см2 в год, в экваториальной и субтропических зонах снижается до 30−20 ккал/см2, а в умеренных — 20−10 ккал/см2 в год. На большей площади океанов вода отдает атмосфере около 5 ккал/см2 в год, и только в субполярных широтах воздух от Гольфстрима и Куросиво получает тепла до 20−30 ккал/см2 в год.
В отличие от скрытой теплоты парообразования турбулентный поток атмосферой удерживается слабо. Над пустынями он передается вверх и рассеивается, поэтому пустынные зоны и выступают как области охлаждения атмосферы.
Тепловой режим континентов в связи с их географическим положением различен. Затраты тепла на испарение на северных материках определяется их положением в умеренном поясе; в Африке и Австралии — аридностью их значительных площадей. На всех океанах огромная доля тепла затрачивается на испарение. Затем часть этого тепла переносится на материки и утепляет климат высоких широт.
Анализ теплообмена между поверхностью материков и океанов позволяет сделать следующие выводы:
- 1. В экваториальных широтах обоих полушарий атмосфера получает от нагретых океанов тепла до 40 ккал/см2 в год.
- 2. От материковых тропических пустынь тепла в атмосферу практически не поступает.
- 3. Линия нулевого баланса проходит по субтропикам, близ 400 широты.
- 4. В умеренных широтах расход тепла излучением больше поглощенной радиации; это значит, что климатическая температура воздуха умеренных широт определяется не солнечным, а адвективным (принесенным из низких широт) теплом.
- 5. Радиационный баланс Земля-Атмосфера диссиметричен относительно плоскости экватора: в полярных широтах северного полушария он достигает 60, а в соответствующих южных — только 20 ккал/см2 в год; тепло переносится в северное полушарие интенсивнее, чем в южное, приблизительно в 3 раза. Балансом системы Земля-атмосфера определяется температура воздуха.