Источники энергии в географической оболочке

⇐ ПредыдущаяСтр 11 из 20Следующая ⇒

В географическую оболочку энергия поступает из Космоса, недр Земли и выделяется при гравитационном взаимодействии планеты с ближайшими космическими телами — Луной и Солнцем. В зависимости от этого энергетические источники подразделяют на эндогенные и экзогенные.

Эндогенная энергия — это энергия земных недр, которая поступает в географическую оболочку в двух формах: теплового потока (теллурические токи) и путем механических перемещений вещества. Величина теплового потока в среднем в 10^-5 раз меньше потока электромагнитной солнечной энергии (0, 06 Дж/м²× с).

Тепловой поток неравномерно распределен на земной поверхности, что связано с характером тектонических структур и возрастом земной коры. Наибольшие значения теплового потока наблюдаются в зонах срединно-океанических хребтов (особенно в пределах рифтовых зон, поскольку там вещество мантии поднимается непосредственно к поверхности литосферы), в сейсмоактивных и вулканических районах. В тектонически спокойных регионах, в частности на древних платформах, его значения существенно ниже средних. Источниками эндогенной энергии являются: гравитационная дифференциация земного вещества по плотности, распад радиоактивных элементов, внутреннее трение масс вещества, неизбежно сопровождающее гравитационную дифференциацию, приливное трение, обусловленное взаимодействием Земли с Луной и Солнцем. Поступление тепла на земную поверхность через гейзеры, вулканические извержения и от других локальных и спорадических источников намного меньше и в общих расчетах обычно не учитывается. Определенную часть эндогенной энергии составляет солнечная энергия, поступившая на земную поверхность ранее и сохранившаяся в «геохимических аккумуляторах» — горючих полезных ископаемых, горных породах абиогенного происхождения и рассолах, законсервированных в земной коре. По данным В.М.Лебедева и Н.А. Блинова, глинистые минералы, накапливая энергию на земной поверхности, способны выделять ее в процессе метаморфизма в недрах.

Полагают, что в прошлом радиоактивная и приливная составляющие эндогенной энергии были большими, так как на ранних стадиях развития Земли было больше радиоактивных элементов и Луна располагалась ближе.

Экзогенная энергия. Энергия, поступающая на Землю из Космоса, называется экзогенной. В количественном отношении она на 97% состоит из электромагнитного излучения Солнца — солнечной радиации. Вследствие малой изменчивости интенсивности солнечной радиации, поступающей на верхнюю границу атмосферы, ее поток, рассчитываемый на 1 см² в минуту, называют солнечной постоянной, которая равна 1, 98 кал/(см²× мин), или 8, 3 Дж/(см²× мин).

Электромагнитное излучение Солнца содержит широкий спектр волн разной длины (рис. 7.1). Ультракоротковолновая радиация (длина волн менее 0, 1027 мкм) проникает до высоты 100—200 км, где она задерживается в ионосфере. Более длинные волны (0, 1027—0, 2424 мкм) распространяются до высоты 70-80 км. Жесткая ультрафиолетовая радиация (0, 2424-0, 2900 мкм) практически полностью поглощается в слое максимальной концентрации озона на высоте 25-28 км. В тропосферу и непосредственно к земной поверхности поступают мягкая ультрафиолетовая радиация (0, 29—0, 40 мкм), а также видимое световое (0, 40—0, 74 мкм) и инфракрасное излучение (0, 74—2, 4 мкм). Одновременно в географическую оболочку поступает радиоволновое излучение (от Солнца и из Космоса), энергетическое значение которого невелико.

Рис. 7.1. Спектр электромагнитного излучения

Наряду с электромагнитными потоками в атмосферу проникает корпускулярный поток заряженных частиц — «солнечный» и «космический» ветер. Их суммарная энергия в несколько тысяч раз меньше электромагнитной энергии и уступает (в количественном выражении) даже эндогенной энергии. Корпускулярный поток почти полностью поглощается магнитосферой и верхними слоями атмосферы. Его изменчивость, обусловленная пульсациями солнечной активности, вызывает возмущения геомагнитного поля, что отражается на биологических процессах.

Суммарное воздействие эндогенной и экзогенной энергий изменяет вещество земной коры, создает форму и рельеф Земли. Самые грандиозные преобразования на поверхности планеты вызывает эндогенная энергия. Однако вклад экзогенной энергии в изменение облика планеты не менее значителен. Во-первых, солнечная энергия сохраняется в геохимических аккумуляторах земной коры. Во-вторых, неравномерность распределения лучистой энергии на земной поверхности приводит в движение атмосферу, а через нее и гидросферу.

Соотношение различных потоков энергии, поступающей в географическую оболочку, приведено в табл. 7.1, из которой видно, Что солнечная энергия по мощности намного превосходит все остальные виды энергии. Однако значение каждого вида энергии не может оцениваться только количественно, так как каждый вид выполняет определенные функции. Эффективность энергетического потока во многом зависит от того, поступает энергия в концентрированном или рассеянном виде, к нижней или верхней границе геосфер и др.

Таблица 7. Потоки энергии, поступающие в географическую оболочку

Поток энергии	Мощность, Дж/(м²× с)
Солнечная энергия (поглощенная атмосферой и земной поверхностью)	2, 3× 10²
Энергия космических лучей	2× 10^-6 - 3× 10^-6
Антропогенное производство энергии	3, 2× 10-²
Распад радиоактивных изотопов	~7× 10-³
Энергия приливного трения	3, 5× 10^-3
Энергия окисления органического вещества	0, 4-0, 6
Геотермическое тепло	~0, 1
Тектоническая энергия	~10^-3

Влияние внутренней энергии Земли на функционирование географической оболочки. Внутренняя энергия обнаруживает себя в разнообразных, но взаимосвязанных движениях земной коры. Их необходимо рассматривать как частное проявление общего процесса развития планеты и, следовательно, нет оснований считать, что внутренние массы Земли инертны или находятся в состоянии равновесия. Выделяют вертикальные (колебательные) и горизонтальные (тангенциальные) движения, которые сопровождаются целой серией вторичных движений со специфическими явлениями типа надвигов, шарьяжей и др.

Колебательные движения земной коры проявляются в волнообразных поднятиях или опусканиях огромных участков литосферы. Среди колебательных движений выделяют медленные (вековые) мало контрастные и относительно быстрые (активные) контрастные.

В первом случае залегание пластов горных пород практически не нарушается, но изменяется их абсолютная, а иногда и относительная высота. Такие колебательные движения, которые происходят в течение длительного времени, называют эпейрогеническими. Они прослеживаются по положению береговой линии, когда граница между сушей и морем смещается. Если море отступает, то процесс называется регрессией, если море наступает, то трансгрессией. Сменяющиеся периоды трансгрессий и регрессий не обязательно равны по продолжительности.

Признаки поднятия берегов наблюдаются по террасам, остаткам морских организмов вдали от берега, удаленным от моря причалам и др. Признаки опускания суши — затопленные речные долины, состав донных отложений, стоящие в воде или затопленные строения. С трансгрессиями и регрессиями связаны эвстатические колебания уровня Мирового океана, обусловленные изменениями объемов воды. Процесс незначительного наступления моря на сушу, когда затапливаются только ее пониженные участки, называют ингрессией. В этих случаях формируются специфические типы побережий с изрезанными очертаниями — лиманные, фьордовые, шхерные, риасовые.

Значительное увеличение площади суши или моря не может не сказаться на характере климата, который становится более морским или более континентальным, что с течением времени должно отразиться на характере органического мира, растительного и почвенного покровов. Увеличение площади суши облегчает миграции наземной фауны и флоры, способствует смешению видов, тогда как увеличение площади морей облегчает перемещение и обмен морской фауны и флоры. Другим следствием является размывание берегов, пляжей вследствие абразии, когда море последовательно трансгрессируя, срезает часть побережья.

Во втором случае происходят значительные нарушения залегания горных пород и создание специфических возвышенных и пониженных структур. Такие движения называют орогеническими, или дислокационными.

Тангенциальные движения земной коры вызывают изменение залегания пластов горных пород. Наиболее часто горизонтальные движения вызывают образование складок (складчатые деформации) — волнообразных изгибов пластов. Выпуклая часть складки называется антиклиналью, вогнутая — синклиналью.

В связи с развитием гипотезы литосферных плит горизонтальным движениям придается большое значение. Установлено, что при формировании океанических структур земной коры тангенциальные движения являются ведущими. Их современные скорости измеряются первыми сантиметрами в год, что значительно превышает скорость орогенических движений и на два-три порядка выше, чем при эпейрогенических смещениях.

Помимо складчатых, существуют разрывные деформации, связанные с перемещениями земных масс, предварительно разбитыми на отдельные блоки. Поднятые блоки называют горстами, опущенные — грабенами, в условиях растяжения земной коры формируются грабенообразные понижения — рифты. Процесс создания hифтогенных структур называют тафрогенезом, который в определенной мере противоположен орогенезу.

Складчатые и разрывные деформации сопровождаются магматизмом и землетрясениями. Если магма застыла на глубине с образованием специфических тел (батолитов, лакколитов, даек и др.), имеет место интрузивный магматизм. При излиянии магмы на поверхность и образовании вулканов, лавовых потоков и покровов имеет место эффузивный магматизм. В этом случае в географическую оболочку поступает большое количество энергии. В истории Земли, особенно на начальных этапах, магматическая деятельность проявлялась очень активно и по мнению многих исследователей сыграла решающую роль в возникновении и развитии земных сфер: каменной, жидкой и газообразной.

Скорости движения земной коры изменяются неравномерно и в истории Земли выделяют периоды интенсивных движений, которые называют эпохами тектонической активизации. Долгое время их рассматривали как эпохи складкообразования и формирования горных систем, обусловленных внутренней энергией Земли. Сегодня некоторые исследователи эпохи усиления и ослабления тектонической активности связывают с положениями планеты в Солнечной системе и во Вселенной. В процессах тектонической активизации высвобождается огромное количество внутренней энергии планеты, которая частично реализуется в деформации горных пород и сопутствующих явлениях, а частично поступает в географическую оболочку, где участвует в экзогенных процессах и явлениях.

Эпохи тектонической активизации — это время усиления экзогенных процессов. Тектонические поднятия и опускания контролируют неровности земной поверхности и распределение силы тяжести. Поступление тепла из недр при разрывах земной коры, вулканическая и гидротермальная деятельности способствуют возрастанию энергии на поверхности Земли, что заметно активизирует внешние процессы. Усиливается тепловое поле земной поверхности, приземного слоя атмосферы и части гидросферы, что ускоряет физико-химические и механические процессы и биологические реакции. Повышенная дегазация земных недр с выбросами обычно горячих и энергетически емких веществ также отражается на географических процессах. Таким образом, эпохи своеобразных тектонических «катастроф», волнующих земную твердь и ее поверхность, это и время «оживления» земной энергетики и связанных с ней энергозатратных процессов и явлений.

В истории Земли выделяют несколько эпох тектонической активизации, приведших к созданию складчатых поясов и горных систем как своеобразных выражений частичной разрядки внутри-земной энергии: байкальская (конец протерозоя—начало палеозоя), каледонская (ранний палеозой), герцинская (поздний палеозой), киммерийская (середина мезозоя), альпийская (кайнозой).

Движения альпийской тектонической эпохи не закончились и называются новейшими. Несмотря на то, что эпохи тектонической активизации повторяются, они различаются по мощности, районам проявления и длительности.

Радиационный баланс Земли

Распространение солнечной радиации. Энергией для большинства земных процессов является лучистое излучение Солнца, поступление которого изменяется в течение года и зависит от географической широты. В географической оболочке потоки солнечной радиации существенно трансформируются: отражаются, поглощаются, рассеиваются. Отношение отраженной радиации к суммарной {прямой и рассеянной) называется альбедо и выражается формулой

где а — альбедо, выраженное в % или долях единицы; Q_отр— отраженная солнечная радиация; Q+q — суммарная солнечная радиация; Q — прямая; q — рассеянная.

Альбедо зависит от многих причин: высоты Солнца, облачности, характера подстилающей поверхности, времени года. Из табл. 7.2—7.3, видно, что альбедо суши в среднем больше, чем альбедо водной поверхности. Планетарное альбедо Земли оценивают в 0, 3—0, 35.

Земная поверхность и нижние слои атмосферы, поглощая солнечную радиацию, нагреваются и сами становятся источниками излучения. Поскольку температура земной поверхности невелика и находится в диапазоне от -90 до +80°С, излучение теплоты земными объектами, в соответствии с законом Вина, сосредоточено в инфракрасной части спектра с длиной волн от 4 до 120 мкм (максимум приходится на 10—15 мкм).

Кроме прямой (непосредственно от солнечного диска) и рассеянной (от всего небосвода) радиации на земную поверхность поступают потоки и противоизлучения атмосферы (за счет ее нагревания от земной поверхности). Разность между поступлением и потерей радиации земной поверхностью составляет ее радиационный баланс (бюджет) и выражается уравнением

где R — радиационный баланс; S — прямая солнечная радиация; D — рассеянная радиация; Q_отр— отраженная радиация; Е₃ — излучение земной поверхности; Е_А — противоизлучение атмосферы.

Земля теряет почти столько радиационной энергии, сколько получает, поэтому считают, что она находится в состоянии лучистого равновесия. Только сравнительно малая часть энергии накапливается в органическом веществе и геохимических аккумуляторах.

Влияние атмосферы на распространение солнечной радиации. Распределение солнечной энергии на Луне очень простое: около 7% отражается и лунный свет является ничем иным, как отраженным солнечным светом, 93% отражается в виде невидимой длинноволновой инфракрасной радиации. Распределение солнечной радиации на Земле сложнее, чем на Луне, поскольку она окружена атмосферой, которая избирательно пропускает электромагнитное излучение.

Таблица 7.2. Средние величины альбедо для основных видов естественных поверхностей (по Н.И.Егорову, 1966)

Вид поверхности	Альбедо
Устойчивый снежный покров в высоких широтах, выше 60° с. ш.	0, 80
То же, в умеренных широтах, ниже 60° с. ш.	0, 70
Лес при устойчивом снежном покрове	0, 45
Неустойчивый снежный покров весной	0, 38
То же, осенью	0, 50
Лес при неустойчивом снежном покрове весной	0, 25
То же, осенью	0, 30
Степь и лес в период между сходом снежного покрова и переходом средней суточной температуры воздуха через 10 °С	0, 13
То же, тундра	0, 18
Тундра, степь, лиственный лес в период от весеннего перехода температуры воздуха через 10°С до появления снежного покрова	0, 18
То же, хвойный лес	0, 14
Леса, сбрасывающие листву в сухое время года, саванны, полупустыни в сухое время года	0, 24
То же, во влажное время года	0, 18
Пустыни	0, 28

Если бы атмосферный воздух состоял только из постоянных газов (азота, кислорода и аргона), то он был бы прозрачен для инфракрасной радиации и, отраженная от земной поверхности, она могла бы без изменения вернуться в космическое пространство. Однако воздух содержит небольшое количество диоксида углерода, метана и водяных паров, которые в атмосфере сильно (до 50 %) адсорбируют длинноволновую радиацию. Чем короче длина волны, тем интенсивнее рассеяние, поэтому больше рассеиваются лучи синей части спектра, придавая небу голубой цвет в ясную погоду.

Таблица 7.3. Среднемесячные величины альбедо поверхности океана для различных широт (по Н.И.Егорову, 1966)

Сев. широта, град	Месяцы
I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
	-	0, 23	0, 16	0, 11	0, 09	0, 09	0, 09	0, 10	0, 13	0, 15	-	-
	0, 20	0, 16	0, 11	0, 08	0, 08	0, 07	0, 08	0, 09	0, 10	0, 14	0, 19	0, 21
	0, 16	0, 12	0, 09	0, 07	0, 07	0, 06	0, 07	0, 07	0, 08	0, 11	0, 14	0, 16
	0, 11	0, 09	0, 08	0, 07	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 07	0, 08	0, 11	0, 12
	0, 09	0, 08	0, 07	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 07	0, 08	0, 09
	0, 07	0, 07	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 07	0, 07
	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 07
	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06	0, 06

Схема радиационного баланса. Земля получает энергии в среднем 8, 3 Дж/(см²× мин). Если принять эту величину за 100 единиц (%), то в глобальном масштабе солнечная энергия распределяется следующим образом (рис. 7.2, левая часть). Ультрафиолетовые лучи, составляющие 3%, поглощаются озоновым слоем на верхней границе географической оболочки. 39% лучистой энергии взаимодействуют с облаками, из которых 19% отражаются, от 2 до 6% поглощаются, 15% рассеиваются и достигают земной поверхности как рассеянная радиация. Водяные пары и пыль отражают 6% и рассеивают 11% лучистой энергии. В итоге только 24% приходят на земную поверхность как прямой солнечный свет и 26% (15%+11%) как рассеянный, составляя в сумме 50%. Из этого количества 3% отражаются от земной поверхности и вместе с 6% лучистой энергии, отраженной водяными парами, и 19%, отраженной облаками, составляют 28% уходящей коротковолновой радиации. 72% покидающего географическую оболочку излучения составляет длинноволновая радиация, обусловленная эффективным излучением земной поверхности, одна треть которого поглощается в тропосфере водяным паром и диоксидом углерода.

Распространение солнечной энергии в Мировом океане имеет некоторые особенности, поскольку поглощается толщей воды избирательно. Лучистая энергия красной части спектра поглощается почти целиком в верхнем слое до 1 м. На глубине 100 м остается около 1% энергии, смещенной в сторону сине-зеленой части спектра (вследствие этого предметы на морском дне имеют соответствующую окраску). Эту величину часто принимают за минимально возможную для осуществления нормального фотосинтеза, хотя данные свидетельствуют о деятельности растительных существ и ниже этих глубин. Глубина проникновения солнечного света во многом зависит от прозрачности воды (присутствия взвешенных частиц биогенного и абиогенного происхождения) и состояния поверхности моря.

Тепловой баланс Земли

Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию и нагреваясь, сама становится источником излучения тепла в атмосферу и через нее в мировое пространство. Чем выше температура поверхности, тем выше излучение. Собственное длинноволновое излучение Земли большей частью задерживается в тропосфере, которая при этом нагревается и излучает радиацию — противоизлучение атмосферы. Разность между излучением земной поверхности и противоизлучением атмосферы называется эффективным излучением. Оно показывает фактическую потерю тепла поверхностью Земли и составляет около 20%.

Рис. 7.2. Схема среднегодового радиационного и теплового баланса, (по К.Я.Кондратьеву, 1992)

Атмосфера в отличие от земной поверхности больше излучает, чем поглощает. Дефицит энергии компенсируется приходом тепла от земной поверхности вместе с водяным паром, а также за счет турбулентности (в процессе подъема нагретого у земной поверхности воздуха). Возникающие между низкими и высокими широтами температурные контрасты сглаживаются за счет адвекции — переноса тепла морскими и главным образом воздушными течениями от низких широт к высоким (рис. 7.2, правая часть). Для общегеографических выводов важны также ритмические колебания радиации из-за смены времен года, так как от этого зависит тепловой режим конкретной местности. Отражательные свойства земных покровов, теплоемкость и теплопроводность сред еще больше усложняют перенос тепловой энергии и распределение теплоэнергетических характеристик.

Уравнение теплового баланса. Количество тепла описывается уравнением теплового баланса, которое у каждого географического района свое. Его важнейшим компонентом является радиационный баланс земной поверхности. Солнечная радиация расходуется на нагревание почвы и воздуха (и воды), испарение, таяние снега и льда, фотосинтез, почвообразовательные процессы и выветривание горных пород. Поскольку для природы всегда характерно равновесие, равенство наблюдается между приходом энергии и ее расходом, что выражается уравнением теплового баланса земной поверхности:

где R — радиационный баланс; LE — тепло, затрачиваемое на испарение воды и таяние снега или льда (L — скрытое тепло испарения или парообразования; Е — скорость испарения или конденсации); А — горизонтальный перенос тепла воздушными и океаническими течениями или турбулентным потоком; Р — теплообмен земной поверхности с воздухом; В — теплообмен земной поверхности с почвой и горными породами; F — расход энергии на фотосинтез; С — расход энергии на почвообразование и выветривание; Q+q — суммарная радиация; а — альбедо; I — эффективное излучение атмосферы.

На долю энергии, расходуемой на фотосинтез и почвообразование, приходится менее 1% радиационного бюджета, поэтому в уравнении эти составляющие часто опускаются. Однако в реальности они могут иметь значение, поскольку эта энергия обладает способностью аккумулироваться и преобразовываться в другие виды (превратимая энергия). Маломощный, но продолжительный (сотни миллионов лет) процесс накопления превратимой энергии оказал существенное влияние на географическую оболочку. В ней скопилось около 11× 10¹⁴ Дж/м² энергии в рассеянном органическом веществе в осадочных породах, а также в виде каменного угля, нефти, сланцев.

Уравнение теплового баланса можно вывести для любого географического района и отрезка времени, учитывая специфичность климатических условий и вклад компонентов (для суши, океана, районов с льдообразованием, незамерзающих и др.).

Перенос и распределение тепла. Перенос тепла от поверхности в атмосферу происходит тремя путями: тепловое излучение, нагревание или охлаждение воздуха при контакте с сушей, испарение воды. Водяные пары, поднимаясь в атмосферу, конденсируются и образуют облака или выпадают в виде осадков, а выделяемое при этом тепло поступает в атмосферу. Поглощенная атмосферой радиация и тепло конденсации водяных паров задерживают потерю тепла земной поверхностью. Над засушливыми районами это влияние уменьшается, и мы наблюдаем самые большие суточные и годовые амплитуды температуры. Наименьшие амплитуды температуры присущи океаническим районам. Являясь огромным резервуаром, океан хранит больше тепла, что ослабляет годовые колебания температуры вследствие высокой удельной теплоемкости воды. Таким образом, на Земле вода играет важную роль как аккумулятор тепла.

Структура теплового баланса зависит от географической широты и типа ландшафта, который, в свою очередь, сам зависит от нее. Она существенно изменяется не только при движении от экватора к полюсам, но и при переходе с суши на море. Суша и океан различаются как по величине поглощенной радиации, так и по характеру распределения тепла. В океане летом тепло распространяется на глубину до нескольких сотен метров. За теплый сезон в океане накапливается от 1, 3× 10⁹ до 2, 5× 10⁹ Дж/м². На суше тепло распространяется на глубину всего нескольких метров, и за теплый сезон здесь накапливается около 0, 1× 10⁹ Дж/м², что в 10—25 раз меньше, чем в океане. Благодаря большому запасу тепла, океан зимой охлаждается меньше, чем суша. Расчеты показывают, что разовое содержание тепла в океане в 21 раз превышает ее поступление к земной поверхности в целом. Даже в 4-метровом слое океанической воды тепла в 4 раза больше, чем во всей атмосфере.

До 80% энергии, поглощаемой океаном, расходуется на испарение воды. Это составляет 12× 10²³ Дж/м² в год, что в 7 раз больше аналогичной статьи теплового баланса суши. 20% энергии расходуется на турбулентный теплообмен с атмосферой (что также больше, чем на суше). Вертикальный теплообмен океана с атмосферой стимулирует и горизонтальный перенос тепла, благодаря чему оно частично оказывается на суше. В теплообмене океана и атмосферы участвует 50-метровый слой воды.

Изменение радиационного и теплового баланса. Годовая сумма радиационного баланса почти всюду на Земле положительна, за исключением ледниковых районов Гренландии и Антарктиды. Его среднегодовые значения уменьшаются в направлении от экватора к полюсам, следуя закономерности распределения солнечной радиации по земному шару (рис. 7.3). Радиационный баланс над океаном больше, чем над сушей. Это связано с меньшим альбедо водной поверхности, повышенным влагосодержанием в экваториальных и тропических широтах. Сезонные изменения радиационного баланса происходят на всех широтах, но с разной степенью выраженности. В низких широтах сезонность определяется режимом осадков, так как термические условия здесь мало изменяются. В умеренных и высоких широтах сезонность определяется термическим режимом: радиационный баланс меняется от положительного летом до отрицательного зимой. Отрицательный баланс холодного периода года в умеренных и полярных широтах частично компенсируется за счет адвекции теплоты воздушными и морскими течениями из низких широт.

Для сохранения энергетического баланса Земли должен существовать перенос тепла в направлении полюсов. Несколько менее из этого тепла переносится океаническими течениями, остальное атмосферой. Различия в нагревании Земли обусловливают ее действия как географической тепловой машины, в которой происходит передача тепла от нагревателя к холодильнику. В природе этот процесс реализуется в двух формах: во-первых, термодинамические пространственные неоднородности формируют планетарные системы ветров и морских течений; во-вторых, данные планетарные системы сами участвуют в перераспределении тепла и влаги на земном шаре. Таким образом, от экватора в направлении к полюсам потоками воздуха или океаническими течениями переносится тепло, а к экватору переносятся холодные воздушные или водные массы. На рис. 7.4 показан перенос теплой поверхностной воды в Атлантическом океане к полюсу. Перенос тепла по направлению к полюсам достигает максимума около широты 40° и становится равным нулю у полюсов.

Приток солнечной радиации зависит не только от географической широты, но и от времени года (табл. 7.4). Примечательно, что в летний период в Арктику поступает тепла даже больше, чем на экватор, однако вследствие высокого альбедо арктических морей льды здесь не тают.

Распределение температуры. На горизонтальное распределение температуры влияют географическое положение, рельеф, свойства и вещественный состав подстилающей поверхности, системы океанических течений и характер атмосферной циркуляции в приземном и приводном слоях.

Рис. 7.3. Распределение среднегодового радиационного баланса на земной поверхности, МДж/(м²× год) (по С.П.Хромову и М.А.Петросянцу, 1994)

Рис. 7.4. Перенос тепла в северной части Атлантического океана, °С (по С. Нешиба, 1991). Заштрихованы районы, где поверхностные воды теплее, чем в среднем по океану. Цифры обозначают объемные переносы воды (млн м³/с), стрелки — направление течений, жирная линия — Гольфстрим

Таблица 7.4. Суммарная радиация, поступающая на земную поверхность (Н.И.Егоров, 1966)

Широта, град

Месяцы

III

VII

VIII

XII

N 90

S 10

Средняя температура земной поверхности составляет около 15°С. Самые высокие температуры (рис. 7.5) наблюдаются на термическом экваторе — линии, соединяющей точки с наиболее высокой среднегодовой температурой (выше 28°С), который примерно соответствует параллели 5° с.ш. на океанах и 10° с.ш. на суше. Смещение термического экватора в Северное полушарие обусловлено охлаждающим воздействием ледяного панциря Антарктиды, с высоким до 60% альбедо и отрицательным радиационным балансом. Кроме того, большая часть Южного полушария занята водой, прогреваемость которой ниже, чем у суши.

Вертикальное распределение температуры зависит от термических свойств вещества, слагающего геосферы, и высотного (глубинного) уровня стратификации. Вверх от земной поверхности, в тропосфере, температура воздуха (за исключением присущих этому слою инверсий) понижается в среднем на 0, 6°С на каждые 100 м высоты. В литосфере температура повышается с глубиной в среднем на 1—3°С на каждые 100 м (хотя и здесь возможны отклонения от нормального градиента). Для океаносферы, средняя температура которой составляет 4°С, характерна двухслойная стратификация вод: верхний однородный слой, ограниченный снизу термоклином (слоем скачка температуры), в которым происходят сильные перепады температур, и основная масса вод Мирового океана, расположенная глубже, с характерной температурой от 1 до 2, 5°С.

Рис. 7.5. Распределение среднегодовой температуры воздуха на земной поверхности, °С (С.Г.Любушкина, К.В.Пашканг, 2002)

Нарушение плотностной стратификации, особенно в таких подвижных геосферах, как атмосфера и гидросфера, обусловливает движение воздуха и воды в вертикальном и горизонтальном направлениях. Усиление или ослабление этого процесса приводят к перераспределению тепла (выравниванию, понижению или повышению температуры), появлению или размыванию слоистости воздушных и водных масс.

Рис. 7.6. Схема возникновения элементарной конвективной ячейки (по К. И. Геренчуку и др.). Объяснение в тексте

⇐ Предыдущая 6 7 8 9 101112 13 14 15 Следующая ⇒