Основы криогенеза литосферы - Романовский Н.Н.
ISBN 5—211—02379—X
Скачать (прямая ссылка):
Температура поверхности Земли формируется под влиянием внешних источников тепла, поступающего от Солнца в виде лучистой энергии, а также энергии, трансформированной в тепловую, носителями которой являются воздух и водяные пары. Неравномерное распределение основных источников тепла по поверхности определяет различие в температурах поверхности. Результатом теплообмена лучистой энергии Солнца, атмосферы и литосферы является радиационный баланс поверхности (R), т. е. то количество радиационной энергии, которая превращается в тепловую: R=Qc(I—А)—/Эф=Р4-+ LE+В, где Qc — суммарная коротковолновая радиация, приходящая на горизонтальную поверхность и слагающаяся из прямой (Q) и рассеянной (q); А —альбедо, т. е. отражательная способность поверхности Земли; /Эф — эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли, представляющее собой суммарный результат всех тепловых излучений в системе поверхность — атмосфера; LE — затраты тепла на испарение влаги с поверхности; P — турбулентный теплообмен между поверхностью и атмосферой; В — поток тепла в горные породы. В высоких широтах значительная часть тепла, полученного от Солнца, расходуется на испарение воды и таяние снега (W). В этом случае уравнение теплового баланса R—LE=P+B + + W. Поток тепла в горные породы в среднегодовом выводе равен потоку внутриземного тепла и по величине на 2—3 порядка меньше других составляющих теплового баланса. Его влияние на пренебрежительно мало.
В. Т. Балобаевым (1991) рассчитаны среднеширотные значения составляющих теплового баланса на поверхности Земли в криолитозоне за год (табл. ILl) и проведен анализ связи R
Таблица ILl
Среднеширотные значения составляющих теплового баланса земной поверхности за 1 год (Вт/м2) (по В. Т. Балобаеву, 1991)
Северная широта, град «с Я LE P в W 70 75 19 14 4 0,05 0,9 65 84 23 16 6 0,06 1,0 60 91 27 19 7 0,05 1,1 55 100 31 22 8 0,05 0,7 50 118 37 24 12 0,05 0,4 45 НО 44 24 20 0,05 0,1 26
и температур поверхности Земли по разным меридиональным профилям (рис. II.1). Из рис. ILl следует, что пропорциональна радиационному балансу во всей криолитозоне северно-
Рис. ПЛ. Зависимость температуры поверхности Земли ^Пз от турбулентного потока тепла — P (а) и радиационного баланса — R (б) для Северной Азии (Jf — 80° в. д.; 2 — 100° в. д.; 3— 130° в. д.) и Северной Америки (4) (по В. Т. Балобаев'у, 1991)
го полушария, и чем больше энергии поступает на поверхность Земли, тем при более высокой температуре наступает равновесный теплообмен. В Сибири переход tn3 через O0C происходит при значениях R в интервале от 45 до 50 Вт/м2-К в год, а предельные изменения tm при одном значении R составляют 2,50C При этом прослеживается отчетливая закономерность понижения fns с запада на восток вдоль изолиний равного R.
Для оценки влияния на tm атмосферы, а именно таких ее характеристик, как наличие паров, облачности и происходящих в ней процессов испарения и конденсации, турбулентизации и других, В. Т. Балобаевым были проанализированы модели и результаты модельных экспериментов, проведенных рядом зарубежных ученых. Земля, лишенная атмосферы, имеет отрицательную среднюю равновесную температуру поверхности, величина которой изменяется в зависимости от принятой в расчет отражательной способности (А). При Л=0,3 ^3=—18°, при Л=0,4 2V=27°C, а на 60° с.ш. расчетная *Пз^—45QC, При таких температурах Земля, лишенная атмосферы, имела бы в средних и высоких широтах мощную криолитозону.
90
S
P,&,Sr /м*
27
Наиболее сильное влияние на tm оказывают наличие самой атмосферы, которая обусловливает турбулентный обмен в тропосфере, наличие паров воды в атмосфере, поглощающих лучистую энергию, а также облачность. В этой модели поглощение лучистой энергии Солнца и трансформация ее в тепловую происходят не только на поверхности Земли, но и в самой атмосфере, особенно в тропосфере. Тепловое состояние атмосферы и поверхности зависят от общего -количества тепла, аккумулируемого во всей системе земная поверхность — атмосфера. Отсюда следует, что радиационный обмен на поверхности Земли не является единственным источником тепла для системы. Важную роль играют рассеянные в атмосфере источники тепла, повышающие общий энергетический уровень системы. Поэтому все факторы и процессы, протекающие на поверхности Земли и в атмосфере, способствуют повышению ее температуры как в целом, так и ее отдельных частей.
Земля с атмосферой и без нее получает одно и то же количество солнечной энергии. Однако атмосфера способствует лучшему ее поглощению и трансформации в тепловую, ухудшению условий излучения поверхности Земли. Поэтому температура системы значительно возрастает вследствие повышения уровня энергообмена. Облачность, напротив, способствует сильному отражению лучистой энергии Солнца в космическое пространство из-за высокого альбедо облаков. Следствием этого является потеря лучистой энергии системой еще в тропосфере. В результате понижаются общий энергетический уровень системы, температура приземных слоев воздуха и Us-
Особое место занимают процессы испарения и конденсации в вертикальном разрезе атмосферы Земли. Эти процессы перераспределяют энергию по вертикали, но не изменяют ее количество в системе. Некоторое повышение температуры верхней и понижение нижней части системы вызывают возрастание температурных градиентов по сравнению с равновесными. В высокодинамичной атмосфере любое неравновесное состояние не может существовать длительно, и поэтому нарушенные температуры быстро восстанавливаются. В силу этого температуры поверхности и атмосферы очень слабо реагируют на фазовые превращения вода^пар. Эта закономерность не относится к локальным условиям на поверхности Земли, где различные ландшафтные единицы неоднородны по свойствам, в особенности по увлажненности. Здесь процессы испарения—конденсации вызывают резкое неравновесное состояние приземного слоя воздуха и большие горизонтальные градиенты температур и влажности.
