14. Географическое распределение радиационного баланса и суммарной радиации
Итак, рассмотрим распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной радиации по Земному шару. Мы видим, что оно не вполне зонально: изолинии (т. е. линии равных величин) радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по Земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность.
Годовые количества суммарной радиации составляют в тропических и субтропических широтах свыше 140 ккал/см2. Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в северной Африке достигают 200—220 ккал/см2. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами Амазонки и Конго, над Индонезией) они снижены до 100—120 ккал/см2. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 60—80 ккал/см2. Но затем они снова растут — мало в северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 120—130 ккал/см2, т. е. величин, близких к тропическим и превышающих экваториальные.
Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.
В декабре наибольшие суммы радиации, до 20— 22 ккал/см2 и даже выше, в пустынях южного полушария. Но в облачных районах у экватора они снижены до 8— 12 ккал/см2. В зимнем северном полушарии радиация быстро убывает на север; к северу от 50-й параллели она менее 2 ккал/см2 и несколько севернее полярного круга равна нулю. В летнем южном полушарии она убывает к югу до 10 ккал/см2 и ниже в широтах 50—60°. Но затем она растет — до 20 ккал/см2 у берегов Антарктиды и свыше 30 ккал/см2 внутри Антарктиды, где она, таким образом, больше, чем летом в тропиках.
В июненаивысшие суммы радиации, свыше 22 ккал/см2, над северо-восточной Африкой, Аравией, Иранским нагорьем. До 20 ккал/см2 и выше они в Средней Азии; значительно меньше, до 14 ккал/см2, в тропических частях материков южного полушария. В облачных приэкваториальных областях они, как и в декабре, снижены до 8—12 ккал/см2. В летнем северном полушарии суммы радиации убывают от субтропиков к северу медленно, а севернее 50° с. ш. возрастают, достигая 20 ккал/см2 и более в Арктическом бассейне. В зимнем южном полушарии они быстро убывают к югу, до нуля за южным полярным кругом.
Не вся суммарная радиация поглощается земной поверхностью. В какой-то части она отражается. Путем отражения теряется в общем от 5 до 20% суммарной радиации. В пустынях и особенно в областях со снежным и ледяным покровом потеря путем отражения больше.
Географическое распределение радиационного баланса
Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Поэтому вначале мы кратко рассмотрим географическое распределение эффективного излучения.
Эффективное излучение земной поверхности распределяется по Земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; но одновременно растет и встречное излучение вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.
Вблизи экватора, при большой влажности и облачности, эффективное излучение около 30 ккал/см2 в год на суше, как и на море. В направлении к высоким широтам оно растет, достигая под 60-й параллелью примерно 40—50 ккал/см2 в год над океанами. На суше оно больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 80 ккал/см2 в год.
Радиационный баланс земной поверхности за год положителен для всех мест Земли, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это значит, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.
Радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами. Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс равен 20—30 ккал/см2 (карта IV). Отсюда к более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды отрицателен: от —5 до —10 ккал/см2. К низким широтам он возрастает: между 40° с. ш. и 40° ю. ш. годовые величины баланса свыше 60 ккал/см2, а между 20° с. ш. и 20° ю. ш. — свыше 100 ккал/см2. На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, так как океаны поглощают радиацию больше. Существенные отклонения от зонального распределения имеются еще в пустынях, где баланс понижен (в Сахаре, например, до 60 ккал/см2) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличена и, стало быть, поглощенная радиация уменьшена по сравнению с другими районами под той же широтой.
В декабре (карта V)радиационный баланс отрицателен в значительной части зимнего северного полушария: нулевая изолиния проходит немного южнее 40° с. ш. К северу от этой широты баланс становится отрицательным и в Арктике достигает —4 ккал/см2 и ниже. Южнее 40° с. ш. он возрастает до 10— 14 ккал/см2 на южном тропике, откуда убывает до 4—5 ккал/см2 в прибрежных районах Антарктиды.
В июне (карта VI)радиационный баланс во всем северном полушарии положителен. Под 60—65° с. ш. он в общем больше 8 ккал/см2. С уменьшением широты он возрастает, но медленно. По обе стороны от северного тропика он достигает максимума: 12—14 ккал/см2 и выше, а на севере Аравийского моря 16 ккал/см2 и выше. Баланс остается положительным до 40° ю. ш. Южнее он переходит к отрицательным значениям и у берегов Антарктиды снижается до 1-2 ккал/см2.В Советском Союзе годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 10 ккал/см2, а на юге — до 50 ккал/см2.
15. Тепловой баланс и тепловой режим земной поверхности и атмосферы. Различия в тепловом режиме почвы и водоемов. Суточный годовой ход температуры
Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов. Это необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры в нижних слоях атмосферы прежде всего определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.
Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх — в атмосферу и вниз — в почву или в воду.
Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.
Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.
В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.
Не будем касаться некоторых менее важных процессов, например затраты тепла на таяние снега, лежащего на поверхности, или распространения тепла в глубь почвы вместе с водой осадков.
В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды.
Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности.
Чтобы написать это уравнение, во-первых, объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в радиационный баланс.
Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности назовем Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды назовем А. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности обозначим LE, где L — удельная теплота испарения и Е — масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.