Реферат: Солнечная радиация. Радиационный баланс. Географическое распределение составляющих. Энергетическ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ

ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ

«КАЛИНИНГРАДСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ»

(ФГОУ «КГТУ»)

Реферат

по дисциплине учение о биосфере

на тему

“Солнечная радиация. Радиационный баланс. Географическое распределение составляющих. Энергетический баланс Земли и климат”

Работу выполнила

ст. гр. 07-ЭП

Климова Елена

Калининград

2010

Содержание

1.Солнечная радиация………………………………………………………...….3

2. Солнечная постоянная…………………………………………………………3

3. Радиационный баланс………………………………….………………………5

4. Энергетический баланс……………………………………………………...…7

5. Распределение составляющих энергетического баланса……………………9

6. Современный климат…………………………………………………………14

7.Список использованных источников…………………………………………18

1. Солнечная радиация

Солнце – ближайшая к Земле звезда, принадлежащая к классу желтых звезд карликов. Диаметр Солнца около 1,4 млн.км , среднее расстояние от Земли 149,5 млн. км . В результате происходящих на Солнце ядерных реакция температура на его поверхности равна приблизительно 6000 К, что обуславливает излучение Солнцем значительного количества энергией.

Поступающая от Солнца на Землю радиация является единственной формой прихода лучистой энергией, определяющей энергетический баланс и термический режим Земли. Радиационная энергия, приходящая к земле от всех других небесных тел, на столько мала, что не оказывает сколько-нибудь заметного влияния на происходящие на Земле процессы теплообмена. В соответствии с температурой излучающей поверхности Солнца максимум радиационной энергии наблюдается при длинах волн около 0,50 мкм, причем основная часть энергии, излучаемой Солнцем, приходится на интервал длин волн 0,3-2,0 мкм.

При удалении от Солнца интенсивность его излучения изменяется обратно пропорционально квадрату расстояния. Так как Земля движется вокруг Солнца по эллиптической орбите, интенсивность солнечной радиации, приходящей на внешнюю границу атмосферы, изменяется в течение года в соответствии с изменением расстояния между Землей и Солнцем. Наименьшее расстояние Земли от Солнца отмечается в начале января и составляет 147 млн. км. Наибольшее расстояние, достигаемое в начале июня, равно 153 млн. км.

2. Солнечная постоянная

Поток солнечной энергии за единицу времени через площадку единичного размера, перпендикулярно солнечным лучам и расположенную вне атмосферы на среднем расстоянии от Земли, называют солнечной постоянной. В связи с изменениями расстояния Земли от Солнца фактические значения потоков солнечной энергии на внешней границе атмосферы Земли отличаются от солнечной постоянной. Эти отличия достигают 3,5%.

Вопрос об определении величины солнечной постоянной рассматривался в многочисленных исследованиях. В течение длительного времени солнечная постоянная находилась по данным наземных актинометрических наблюдений. Такой метод определения ее величины был связан с заметными погрешностями, поскольку приходилось учитывать ослабление потока солнечной радиации в атмосфере, что можно было сделать только приближенно.

В последнее время были выполнены наблюдения за величиной солнечной постоянной на больших высотах, в том числе и на спутниках Земли. Эти наблюдения привели к заключению, что солнечная постоянная равна 1368 Вт/м².

Наблюдения на спутниках показали, что солнечная постоянная может на короткое время изменяться на величину от 0,1%-0,2% . Вопрос о возможности ее длительных изменений, относящихся к интервалам больше года, пока еще не выяснен, в связи с чем значение этих изменений для колебания климата не может считаться доказанным.

Зная величину солнечной постоянной, можно рассчитать, сколько энергии поступило бы на поверхность Земли в различных широтах при отсутствии влияния атмосферы на радиацию.Наибольшие суточные суммы радиации наблюдаются под полюсами в периоды летнего солнцестояния. Следует отметить, что в периоды при перемещении к более низким широтам после некоторого снижения радиации наблюдается небольшой второй максимум, который после перехода в южное полушарие сменяется областью снижения радиации вплоть до нулевых значений. В периоды равноденствий максимум радиации приходится на экватор, причем при увеличении широты суммы радиации убывают сначала медленно, а затем все быстрее. В высотах широтах зимой радиация мала и равна нуля.

В действительности атмосфера не является вполне прозрачной средой для солнечной радиации. Заметная часть поступающей от Солнца радиации поглощается и рассеивается в атмосфере, а также отражается обратно в мировое пространство. Особенно большое влияние на распространение солнечной радиации оказывают облака, однако и при отсутствии облачности солнечная радиация в атмосфере существенно изменяется.

Радиация Солнца поглощается в атмосфере водяным паром и каплями воды, озоном, углекислым газом и пылью. Рассеяние солнечной радиации обуславливается как молекулами воздуха, так и различными примесями – пылью, водяными каплями и т.д.

Прошедший через атмосферу поток прямой солнечной радиации зависит от прозрачности атмосферы, а также от высоты Солнца, которая определяет длину пути солнечных лучей в атмосфере. Наибольшее значение потока прямой радиации наблюдается при безоблачном небе и высокой прозрачности атмосферы. В таких условиях на перпендикулярную поверхность может достигать 1000-1200 Вт/м². Средние полуденные значения этого потока в средних широтах обычно равны 700-900 Вт/м². При уменьшении высоты Солнца в суточном ходе прямая солнечная радиация заметно уменьшается в соответствии с возрастанием оптической массы атмосферы.

Количество рассеянной радиации, поступающей к земной поверхности, изменяется в широких пределах, главным образом в зависимости от условий облачности и высоты Солнца. Теоретический расчет этого потока радиации довольно сложен и не дает вполне точных результатов. Имеющиеся данные наблюдения позволяют заключить, что во многих случаях поток рассеянной радиации сравним по величине с потоком прямой радиации, приходящей на горизонтальную поверхность. Наибольшие значения рассеянной радиации наблюдается при наличии облачности. Существенное влияние на рассеянную радиацию оказывает отражательная способность земной поверхности. В частности, рассеянная радиация заметно возрастает при наличии снежного покрова, который отражает значительное количество солнечной энергии.

Общая картина основных преобразований энергии Солнца в географической оболочке Земли имеет следующий вид. Поток солнечной радиации на среднем расстоянии Земли от Солнца равен величине солнечной постоянной. Вследствие шарообразности Земли на единицу поверхности внешней границы атмосферы в среднем поступает четвертая часть общей величины потока – около 340 Вт/м², причем приблизительно 240 Вт/м² поглощается Землей как планетой. При этом существенно, что большая часть общего количества поглощенной солнечной радиации поглощается поверхностью Земли, тогда как атмосфера поглощает значительно меньшую часть.

3. Радиационный баланс

Поверхность Земли, нагретая в результате поглощения солнечной радиации, становится источником длинноволнового излучения, передающего тепло в атмосферу. Содержащиеся в атмосфере водяной пар, пыль и различные газы, поглощающие длинноволновую радиацию, задерживают длинноволновое излучение земной поверхности. В связи с этим значительная часть излучения земной поверхности компенсируется противоизлучением атмосферы. Разность собственного излучения поверхности Земли и поглощаемого земной поверхностью противоизлучения атмосферы называется эффективным излучением. Эффективное излучение земной поверхности зависит главным образом от температуры земной поверхности, влагосодержания воздуха и облачности. В зависимости от этих фак­торов эффективное излучение может изменяться от значений, близких к нулю, до нескольких сот Вт/м² . Эффективное излучение обычно в несколько раз меньше потока длинноволнового излучения земной поверхности, который наблюдался бы при полной прозрачности атмосферы для длинноволновой радиации. Сумма потоков радиационной энергии, приходящих к поверхности Земли и уходящих от нее, называется радиационным балансом земной поверхности. Очевидно, что радиационный баланс равен разности между количеством прямой и рассеянной радиации, поглощаемой земной поверхностью, и эффективным излучением.

Радиационный баланс может быть положительным (днем, летом) и отрицательным (ночью, зимой); измеряется в кВт/кв.м/мин.

Радиационный баланс земной поверхности - важнейший компонент теплового баланса земной поверхности; один из основных климатообразующих факторов. Энергия радиационного баланса земной поверхности расходуется на нагревание атмосферы, испарение, теплообмен с другими слоями гидросферы и литосферы.

На Землю поступает мощный поток солнечной энергии, который поддерживает жизнь и возвращается в космическое пространство в виде теплового излучения. Можно говорить о системах превращения энергии из одной формы в другую, а именно – энергии солнечного излучения в химическую энергию, накапливаемую фотосинтезирующими растениями, а ее – в другие формы по мере прохождения пищевых цепей. Большая часть поступающей солнечной энергии превращается непосредственно в тепло: происходит нагревание почвы, воды, а от них атмосферного воздуха. Приобретенное этими составляющими геосфер тепло в существенной мере определяет климат, погоду, движение воздушных и водных масс, в конце концов обогревает все живущее на нашей планете. Постепенно тепло отдается в космическое пространство, где и теряется. В огромном потоке энергии для экосистем всех размеров есть вполне определенное место. Как установлено, в экосистемах используется весьма малая часть потока энергии.

Вся огромная масса растений использует всего 0,5% поступающей на Землю солнечной энергии. В любом случае поступающего солнечного излучения заведомо достаточно для удовлетворения любых немыслимых потребностей человечества как части биосферы. В связи с тем, что большая часть поступающей на Землю солнечной энергии при любом использовании, в конечном счете, превращается в тепло, то увеличение использования солнечной энергии не может сколько-нибудь ощутимо повлиять на динамику биосферных процессов.

4. Энергетический баланс

Энергетический или тепловой баланс Земли это соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля — атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация, поэтому распределение и соотношение составляющих теплового баланса характеризуют её преобразования в этих оболочках.
Тепловой баланс представляет собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли; для вертикального столба, проходящего через атмосферу; для такого же столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы или гидросферу (система Земля — атмосфера).
Уравнение теплового баланса земной поверхности: R + P + F₀ + LE = 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В число этих потоков входит радиационный баланс R — разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как температура земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный поток тепла F ₀ 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 F ₀ 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 тепловом балансе земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу.
Уравнение баланса атмосферы имеет вид: R_a + L_r + P + F_a = DW.

Тепловой баланс атмосферы слагается из её радиационного баланса R_a ; прихода или расхода тепла L_r при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г — сумма осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла F_a , вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение баланса атмосферы входит член DW, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.
Уравнение баланса системы Земля — атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений теплового баланса земной поверхности и атмосферы. Составляющие баланса земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях, на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.
На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см² в год, из которых около отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см² в год поглощает Земля. Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см² в год; 18 ккал/см² в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см² в год поглощается земной поверхностью. Атмосфера поглощает 59 ккал/см² в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см² в год, поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см² в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см² в год. Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см² в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи.
Данные о составляющих теплового баланса. используются при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии; они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для эмпирической проверки результатов применения этих моделей. Материалы играют большую роль в изучении изменений климата, их применяют также в расчётах испарения с поверхности речных бассейнов, озёр, морей и океанов, в исследованиях энергетического режима морских течений, для изучения снежных и ледяных покровов, в физиологии растений для исследования транспирации и фотосинтеза, в физиологии животных для изучения термического режима живых организмов.

5. Распределение составляющих энергетического баланса

Изучение энергетического баланса земного шара было начато в XIX в., когда были изобретены актинометрические приборы и сделаны расчеты количества солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы, в зависимости от широты и времени года. В 10—30-х годах нашего столетия В. Шмидт, А. Онгстрем, Ф. Альбрехт и С. И. Савинов определили составляющие энерге­тического баланса земной поверхности для отдельных районов земного шара.

В работах автора и его сотрудников был построен цикл миро­вых карт составляющих энергетического баланса земной поверх­ности для каждого месяца и средних годовых условий; эти карты были опубликованы в 1955 г. в «Атласе теплового баланса». В ре­зультате дальнейших исследований они были уточнены и допол­нены и вместе с несколькими картами составляющих энергетиче­ского баланса системы Земля—атмосфера опубликованы в 1963 г. в «Атласе теплового баланса земного шара».

За время, прошедшее после издания второго атласа теплового баланса, был накоплен значительный материал актинометрических наблюдений на континентах, выполненных в ряде районов, где раньше актинометрических станций не было. Особенное значение имеет получение в эти годы обширного материала актинометриче­ских наблюдений на океанах, что позволило выяснить особенности радиационного режима водоемов. Развитие исследований турбу­лентной диффузии позволило уточнить ранее применявшиеся ме­тоды расчета затраты тепла на испарение и турбулентного тепло­обмена земной поверхности с атмосферой для океанов.

Накопление материалов наблюдений и развитие расчетных методов определения составляющих энергетического баланса сделало возможным построение новых мировых карт составляющих энергетического баланса, уточненных по сравнению с ранее опуб­ликованными картами (Будыко и др., 1978).

При построении этих карт уравнение энергетического баланса земной поверхности использовалось в приведенной форме:

R = LE + P + A

где R — радиационный баланс земной поверхности, LE — затрата тепла на испарение, или приход тепла от конденсации на земной поверхности ( L — удельная теплота парообразования, Е — ско­рость испарения или конденсации), Р — турбулентный поток тепла между земной поверхностью и атмосферой, А — поток тепла между земной поверхностью и нижележащими слоями водоемов или почвы.

Средняя годовая суммарная радиация на земном шаре изменяется от значений, меньших 80 Вт/м² , до зна­чений, больших 280 Вт/м² . Наибольшие значения суммарной радиации, как на суше, так и на океанах соответствуют поясам вы­сокого давления северного и южного полушарий. По направлению к полюсам суммарная радиация уменьшается. Некоторое уменьше­ние рассматриваемых значений характерно также для эквато­риальных широт, что связано с большой повторяемостью пасмур­ного состояния неба в течение всего года.

Распределение изолиний суммарной солнечной радиации носит в основном зональный характер, который существенно нарушается неравномерным распределением облачности. Нарушения зо­нальности имеют место в средних широтах обоих полушарий, где интенсивно развита циклоническая деятельность (западное побе­режье Канады, север Европы, юго-западное побережье Южной Америки и др.), в восточных районах тропических зон океанов, под влиянием пассатных инверсий и холодных морских течений, в областях действия муссонной циркуляции (Индостан, восточное побережье Азии, северо-запад Индийского океана).

При рассмотрении данных о распределении суммарной радиа­ции для зимних месяцев следует отметить быстрое уменьшение ее в направлении к полюсам соответствующих полушарий, что свя­зано со снижением полуденной высоты Солнца и сокращением продолжительности дня. Вместе с. тем для зимнего периода харак­терны значительные межширотные изменения суммарной радиа­ции': от значений около 200—220 Вт/м² в низких широтах до зна­чений, равных нулю в полярных широтах, куда в этот период сум­марная радиация не поступает.

Наибольшие месячные значения радиации в низких широтах соответствуют областям действия экваториальных муссонов, где в это время года облачность мала.

Отличительными чертами летнего распределения суммарной радиации является установление высоких ее значений на всем полушарии при малой их географической изменчивости. Макси­мальное количество солнечного тепла получают тропические и суб­тропические пустыни — свыше 300 Вт/м² . Большое количество сол­нечной энергии летом поступает также в полярные районы, где влияние небольших высот Солнца компенсируется значительной продолжительностью дня. Самые большие значения солнечной ра­диации в летние месяцы отмечаются в центральных областях Ан­тарктиды. Так, в январе средние месячные значения изменяются от 250—300 Вт/м² на побережье до 450 Вт/м² внутри материка, что заметно превышает значения для областей тропических пу­стынь (Маршунова, 1980).

Средние годовые значения радиационного ба­ланса поверхности суши земного шара изменяются от величин, меньших —7 Вт/м² в Антарктиде и близких к нулю в централь­ных районах Арктики, до 120—130 Вт/м² в тропических широтах.

Влияние астрономических факторов, обусловливает зональный характер распределения средних годовых и месячных значений радиационного баланса на равнинных территориях, расположен­ных в высоких и средних широтах северного полушария. Широт­ное распределение нарушается в областях, где циркуляционные факторы существенно изменяют условия облачности.

Из данных о распределении радиационного баланса в отдель­ные месяцы следует, что наименьшие средние месячные значения радиационного баланса, отмечаются в высоких полярных широтах; от —15 до —30 Вт/м² зимой и около 65 Вт/м² летом. В средних широтах северного полушария наблюдаются средние месячные значения радиационного баланса от —15 до —30 Вт/м² в январе и от110 до 145 Вт/м² в июле. В тропических внеэкваториальных широтах и в период зимнего солнцестояния значения радиационного баланса составляют 55—65 Вт/м² , а в летние месяцы макси­мальные значения достигают 145—160 Вт/м² , уменьшаясь до 85— 95 Вт/м² в областях пустынь и экваториальных муссонов.

Распределение значений радиационного баланса на поверх­ности океанов, аналогично распределе­нию суммарной радиации. Максимальное среднее годовое значение радиационного баланса на океанах приближается к 200 Вт/м² . Наименьшие средние годовые значения для свободной ото льдов поверхности океанов отмечаются у границы плавучих льдов и составляют около 20—40 Вт/м² . Следует указать, что средние годовые значения радиационного баланса на всей безледной поверхности океанов положительны.

В зимние месяцы радиационный баланс океанов изменяется от 140—160 Вт/м² в экваториальных широтах до небольших по аб­солютной величине отрицательных значений (около —30 Вт/м² ) в средних широтах. При этом радиационный баланс становится отрицательным в обоих полушариях выше широт 45°.

В летние месяцы средние значения радиационного баланса океанов достигают максимальных величин: более 200 Вт/м² в тро­пических широтах и 130—-140 Вт/м² в высоких. В эти месяцы рас­пределение радиационного баланса в отличие от зимы заметно отклоняется от зонального, причем области повышенных и пони­женных значений соответствуют областям повышенной и понижен­ной облачности.

Испарение

Средние месячные значения затраты тепла на испарение (и турбулентного теплообмена с атмосферой) на океанах рассчитаны по материалам многолетних судовых наблюдений на акваториях Атлантического, Индийского и Тихого океанов.

Рассматривая особенности распределения средней затраты тепла на испарение на суше за год, можно отметить, что диапазон изменения ее значений составляет около 110 Вт/м² . В районах достаточного увлажнения средняя годовая затрата тепла на испа­рение возрастает вместе с увеличением радиационного баланса от высоких широт к экватору, изменяясь от значений, меньших 10 Вт/м² на северных побережьях континентов, до значений более 80 Вт/м² во влажных экваториальных лесах Южной Америки, Африки и Малайского архипелага. В районах недостаточного увлажнения величина затраты тепла на испарение определяется засушливостью климата, уменьшаясь с увеличением засушливости. Наименьшие значения средней годовой затраты тепла на испаре­ние отмечаются в тропических пустынях, где они составляют всего несколько Вт/м² .

Годовой ход затраты тепла на испарение также определяется ресурсами тепловой энергии и воды. Во внетропических широтах с условиями достаточного увлажнения наибольшие значения затраты тепла на испарение в соответствии с годовым ходом радиа­ционного баланса имеют место летом, достигая 80—100 Вт/м² . Зимой затрата тепла на испарение мала. В районах недостаточ­ного увлажнения максимум затраты тепла на испарение также обычно наблюдается во время теплого периода, однако время достижения максимума существенно зависит от режима увлажнения.

В тропических широтах с влажным климатом затрата тепла на испарение велика в течение всего года и составляет около 80 Вт/м² . В районах с сезонами пониженных осадков отмечается некоторое уменьшение затраты тепла на испарение, однако амп­литуда ее годового хода сравнительно невелика. В областях с хо­рошо выраженным сухим периодом наибольшие значения затраты тепла на испарение отмечаются в конце влажного периода, наи­меньшие — в конце сухого.

В целом для суши земного шара (включая Антарктиду) сред­няя за год затрата тепла на испарение составляет 38 Вт/м² .

Распределение средних годовых значений затраты тепла на ис­парение на океанах в общем сходно с распределением радиацион­ного баланса. Изменение средней затраты тепла на испарение довольно велико: от значений, больших 160 Вт/м² в тропических широтах, до значений около 40 Вт/м² у границы льдов. В экваториальных широтах средняя затрата тепла на испарение несколько понижена по сравнению с более высокими широтами (меньше 130 Вт/м² ), что является следствием увеличения облачности и влажности.

Помимо радиационного тепла, расходуемого на испарение с океанов, в ряде районов на испарение затрачивается также тепло, переносимое течениями. Поэтому зональный характер рас­пределения затраты тепла на испарение нарушается заметными отклонениями в районах действия теплых и холодных течений.

Средние годовые величины затраты тепла на испарение с оке­анов зависят в основном от величин для осенне-зимнего периода. Распределение затраты тепла на испарение в зимние месяцы ана­логично годовому распределению. В это время усиливается влия­ние теплых течений, в связи с чем отчетливо проявляются особен­ности отдельных океанов: затрата тепла на испарение с поверх­ности Северной Атлантики в средних широтах вдвое больше, чем в тех же широтах Тихого океана. Самые низкие значения затраты тепла на испарение отмечаются в средних широтах южного полушария в Атлантическом и Индийском океанах. В эти районы со сравнительно невысокими температурами воды из низких широт поступают более теплые воздушные массы, что уменьшает затраты тепла на испарение.

При переходе к лету влияние теплых течений на величину за­траты тепла на испарение ослабевает из-за уменьшения энерге­тических ресурсов течений. Поскольку в летние месяцы происходит снижение средних скоростей ветра и ослабление контраста темпе­ратуры вода—воздух, расход тепла на испарение заметно падает. Вместе с этим уменьшается различие в значениях затраты тепла на испарение с поверхности отдельных океанов.

Наибольшие средние годовые значения турбулентного по­тока тепла между поверхностью суши и атмосферой отмечаются в тропических пустынях, где они достигают 70—80 Вт/м² . С уве­личением увлажнения климата турбулентный поток уменьшается. Так, в районах влажных тропических лесов средний годовой тур­булентный поток составляет 15—40 Вт/м² . С продвижением в бо­лее высокие широты турбулентный поток уменьшается вместе с понижением радиационного баланса. На северных побережьях континентов северного полушария турбулентный поток составляет менее 10 Вт/м² . Такие же значения отмечаются в некоторых рай­онах достаточного увлажнения средних широт.

В годовом ходе наблюдается таже закономерность – возраста­ние турбулентного потока с увеличением радиационного баланса. В силу этого во внетропических широтах наибольшие в годовом ходе значения турбулентного потока отмечаются летом, наименьшие—зимой. При этом для территории, расположенной выше 40° северной и южной широт, характерна смена направления турбу­лентного потока в течение года. В зимнее время земная поверх­ность получает тепло из атмосферы путем турбулентного тепло­обмена, однако значения теплоотдачи от атмосферы невелики, даже на Крайнем Севере они составляют менее 10 Вт/м² .

Поверхность континентов от экватора до 40° северной и юж­ной широт в течение всего года отдает тепло посредством турбу­лентной теплопроводности. При этом в низких широтах годовой ход турбулентного потока существенно зависит от увлажнения. Наибольшие средние месячные значения турбулентного потока наблюдаются в период минимума атмосферных осадков. В субтро­пических широтах со средиземноморским типом климата макси­мальные средние месячные значения турбулентного потока наблю­даются летом и достигают 100 Вт/м² . В пустынях, особенно при­брежных, где существенное влияние на турбулентный теплообмен оказывают процессы трансформации воздушных масс на границе вода—суша, значения турбулентного потока превосходят 100 Вт/м² . Во влажных тропических районах турбулентный поток невелик в течение всего года, его средние месячные значения составляют менее 30 Вт/м² ..

Данные о распределении составляющих энергетического ба­ланса земной поверхности позволяют определить средние значе­ния этих составляющих для всего земного шара.

Первые расчеты составляющих энергетического баланса си­стемы Земля—атмосфера были выполнены в 20—30-х годах на­шего столетия Симпсоном, Бауром, Филиппсом и Тролле. Мировые карты радиационного баланса системы Земля—атмосфера, при­хода тепла от конденсации в атмосфере и переноса тепла воз­душными течениями, построенные К.Я. Винниковым, были опуб­ликованы в 1963 г. в «Атласе теплового баланса земного шара».. В конце 60-х годов в связи с развитием наблюдений на метеоро­логических спутниках Земли открылись возможности построения карт элементов радиационного режима системы Земля—атмо­сфера непосредственно по материалам наблюдений. Первые карты, такого рода содержали данные для отдельных интервалов времени. Впоследствии по­этам материалам были построены карты средних за ряд лет эле­ментов радиационного режима.

6. Современный климат

Климат оказывает глубокое влияние на живые организмы. Гео­графическое распределение растений и животных, характер и ин­тенсивность биологических процессов во многом определяются климатическими условиями. Изменения климата являются одним из факторов эволюции биосферы.

Остановимся на главных чертах современного климата.

Климатические условия последнего столетия определены на основе данных инструментальных метеорологических наблюдений, проведенных на мировой сети климатических станций, сложив­шейся во второй половине XIX в.

Материалы этих наблюдений показывают, что элементы метео­рологического режима заметно изменяются во времени. Наряду с их периодическими колебаниями (суточный и годовой ход) су­ществуют непериодические изменения метеорологических элемен­тов с различными временными масштабами. Для коротких интер­валов времени (порядка дней или месяцев) непериодические из­менения метеорологического режима характеризуют колебания погоды. Эти неоднородные в пространстве изменения объясняются главным образом неустойчивостью атмосферной циркуляции. Для более длительных интервалов времени (начиная с нескольких лет) наряду с неупорядоченными колебаниями элементов метеорологи­ческого режима часто обнаруживаются долгопериодичные измене­ния, имеющие на обширных территориях сходный характер. Такие изменения характеризуют колебания климата.

Поскольку современные колебания климата сравнительно не­велики, для характеристики климата нашей эпохи можно исполь­зовать средние значения метеорологических элементов за период в несколько десятилетий. Такое осреднение позволяет исключить влияние неустойчивости атмосферной циркуляции на элементы метеорологического режима.

Приведем краткие сведения о современном климате, уделив главное внимание двум метеорологическим элементам — темпера­туре воздуха у земной поверхности и сумме осадков, выпадающих, на земную поверхность.

Средняя широтная температура воздуха у земной поверхности изменяется почти на 80°С, от максимального значения у экватора до минимального у южного полюса.

Суще­ственное влияние на распределение этих температур оказывает шарообразная форма Земли, обусловливающая изменение с ши­ротой сумм солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы.В высоких широтах, где в течение всего года или большей его части температура воздуха не поднимается выше точки замерза­ния, существуют постоянные ледяные покровы.

Наряду с существенным изменением в меридиональном направ­лении средняя температура воздуха у земной поверхности в боль­шинстве широтных зон также заметно изменяется на различных долготах, что в основном связано с размещением континентов и океанов.

Влияние теплового режима океана распространяется на зна­чительную часть поверхности континентов, на которой в средних и высоких широтах наблюдается так называемый морской климат со сравнительно небольшой годовой амплитудой температуры воз­духа. В тех внетропических областях материков, где влияние тер­мического режима океанов менее заметно, годовые амплитуды температуры резко возрастают, что соответствует условиям континен­тального климата.

Распределение средних широтных значений количества осадков характеризуется главным максимумом в экваториальной зоне, уменьшением сумм осадков в высоких тропических и субтропиче­ских широтах, двумя вторичными максимумами в средних широтах и уменьшением осадков с ростом широты при переходе в поляр­ные районы.

Изменения средних широтных значений количества осадков объясняются распределением средней температуры воздуха и осо­бенностями циркуляции атмосферы.

При прочих равных условиях, включая одинаковую относитель­ную влажность воздуха, сумма осадков возрастает с повышением температуры, так как при этом увеличивается количество водя­ного пара, которое может быть использовано в процессе конден­саций. Очевидно, что если бы другие факторы не оказывали су­щественного влияния на осадки, распределение их средних широт­ных величин имело бы один максимум в низких широтах.

Однако для выпадения осадков большое значение имеет режим вертикальных скоростей воздуха, от которого зависит перенос водя­ного пара через уровень конденсации, приводящий к образованию облаков и осадков.

Общая циркуляция атмосферы тесно связана с географиче­ским распределением устойчивых барических систем, из которых наибольшее значение имеют полоса пониженного давления у эква­тора, область повышенного давления в высоких тропических и суб­тропических широтах и область с частой повторяемостью цикло­нических образований в средних широтах. Так как в зоне высо­кого давления преобладают нисходящие движения воздуха, количество осадков в этой зоне значительно понижается, что при­водит к образованию двух минимумов на кривой широтного рас­пределения осадков. Значительная интенсивность восходящих движений воздуха в экваториальных широтах и в ряде районов средних широт увеличивает количество выпадающих там осадков.

В субтропической зоне высокого давления расположены наибо­лее крупные пустыни земного шара, где количество осадков незна­чительно. Суммы осадков уменьшаются также в удаленных от оке­анов районах континентов средних широт, где количество водяного пара, переносимого воздушными течениями с, океанов, мало, что приводит к понижению относительной влажности воздуха и ослаб­лению процесса конденсации водяного пара.

Итак, зоны влажного климата на континентах размещены глав­ным образом в экваториальных широтах и областях морского климата средних и высоких широт. В высоких тропических, суб­тропических широтах и областях континентального климата преобладают условия недостаточного увлажнения.

Список использованных источников

1. http://biospace.nw.ru/evoeco/lit/vern_gl2.htm

2. Будыко М.И. «Эволюция биосферы» - Л: Гидрометеоиздат, 1984.-288 с.