Годовой ход составляющих теплового баланса в различных климатических зонах • Годовой ход составляющих теплового баланса определяется многими факторами, основные из которых: • широта местности, • распределение материков и океанов, • особенности циркуляции атмосферы и океана. • Рассмотрим годовой ход составляющих теплового баланса в разных климатических зонах.
Экваториальная зона Атлантического океана: • Радиационный баланс мало меняется во времени, значительная часть его затрачивается на испарение. P - невелик в течении всего года и направлен от поверхности океана в атмосферу. • Осенью и весной B превышает LE и P, следовательно наблюдается поток тепла от поверхности к нижним слоям (A>0), что ведет к росту теплосодержания деятельного слоя океана и переносу течениями нагретых вод в более высокие широты.
Экваториальный пояс над континентами, где муссонная циркуляция не развита: • Рад. баланс B меняется незначительно и имеет два максимума, приходящиеся на периоды весеннего и осеннего равноденствий, когда Солнце в зените. • В результате хорошего круглогодичного увлажнения подстилающей поверхности затраты LE - велики, а P развит слабо. Таким образом, основная доля радиационного баланса расходуется на испарение.
Экваториальный пояс, над континентами, где развит экваториальный муссон: • Наблюдается один максимум B в период сухого сезона (когда с азиатского континента поступает сухой сравнительно холодный воздух – в марте). С ним связан минимум LE и резко выраженный максимум P. С приходом влажного воздуха экваториального муссона увеличивается количество облаков и осадков, усиливается ветер. Это приводит к уменьшению B и росту LE. В сентябре действие экваториального муссона прекращается и начинает развиваться Северовосточный зимний муссон, который также приносит облачность, осадки, следовательно, высокие LE сохраняются. Это количество почти компенсируется радиационным балансом.
В тропических и субтропических районах • годовой ход составляющих теплового баланса в большей степени определяется распределением суши и океана и, следовательно, отличается большим разнообразием. Выделяют следующие области: 1. Области с континентальным тропическим климатом 2. Районы западной периферии тропических антициклонов 3. Области субтропического муссонного климата у восточного побережья материков
1. Области с континентальным тропическим климатом • Поскольку в этих областях подстилающая поверхность лишена влаги, LE невелики, а B расходуется на P, максимум и минимум которого совпадает с максимумом и минимумом радиационного баланса. • При этом летом B>P, и происходит передача тепла от подстилающей поверхности в более глубокие слои почвы (A>0). Зимой, наоборот, недостача радиационного притока тепла компенсируется переносом тепла из глубины к поверхности почвы (A<0).
2. Районы западной периферии тропических антициклонов • В районах западной периферии тропических антициклонов имеет место совсем иной ход составляющих теплового баланса. • Рад. баланс B зависит от угловой высоты Солнца. LE велики, так как выпадает много осадков. Испарение уменьшается весной во время непродолжительного сухого периода. В это время увеличивается турбулентный поток тепла P. Большая часть радиационного баланса компенсируется затратами тепла на испарение LE.
3. Области субтропического муссонного климата у восточного побережья материков • Максимум радиационного баланса и затрат тепла на испарение сдвинут на конец лета в связи с большим количеством облачности в период с мая по июль. • Основная часть радиационного баланса расходуется на испарение LE, а турбулентный теплообмен невелик.
Умеренные широты с муссонным климатом • В этом районе, который имеет место на восточном побережье Евразийского континента, годовой ход составляющих теплового баланса характеризуется наличием одного максимума и одного минимума. • Максимум B, LE и P приходится на конец лета из-за влияния облачности. Поскольку лето достаточно влажное, LE имеют высокие значения. Они близки к нулю зимой, когда B<0.
Континентальный умеренный климат • радиационный баланс В >0 с марта по октябрь. • Максимум радиационного баланса наблюдается в июне. На это же время приходится и максимум P, который в теплое время года существенно превышает LE. • P и LE становятся равными нулю, когда радиационный баланс B<0.
Полярные широты над континентом • В более высоких широтах над континентом радиационный баланс резко возрастает с апреля по июнь и резко убывает с июня по сентябрь. В остальные месяцы B<0, и минимум его приходится на декабрь - январь. В период резкого увеличения радиационного баланса значительно возрастают LE, поскольку подстилающая поверхность хорошо увлажнена.
Субарктические широты над океанами • В районах, где располагаются теплые течения, годовой ход составляющих теплового баланса обладает интересной особенностью. • Максимум LE и P приходится не на середину лета, когда наблюдается максимум B, а на середину зимы, когда радиационный баланс достигает наибольшего по модулю отрицательного значения. Причиной этого является вторжение на теплую океаническую поверхность сухого и холодного воздуха с континента, в результате чего создаются большие вертикальные градиенты температуры, которые наряду с большими скоростями ветра создают условия для интенсивного испарения и хорошо развитого турбулентного обмена
Тепловой баланс системы Земля — атмосфера • Нагрев столба атмосферы может происходить в результате действия нескольких механизмов: • а) поглощение солнечной энергии, определяемой как Qs (1 - Аs), где Qs - инсоляция, Аs - альбедо системы Земля - атмосфера; • б) конденсация водяного пара, в результате чего выделяется скрытое тепло LC, где С - масса водяного пара, сконденсировавшаяся в единицу времени над единичной площадью; • в) перенос горизонтальными атмосферными движениями внутрь данного объема явного тепла Q 1; • г) перенос горизонтальными океаническими течениями внутрь объема явного тепла f 1.
Сток тепла: • а) испускание в космическое пространство теплового инфракрасного излучения Es; • б) испарение воды, на которое расходуется тепло LE; • в) горизонтальный поток явного тепла, выносимого атмосферными движениями из рассматриваемого столба Q 2 • г) горизонтальный поток явного тепла, который выносится океаническими течениями F 2.
• Если обозначить изменение теплосодержания внутри выделенной колонны через Ts, то баланс энергии для этой колонны: • Ts=Qs(1 -Аs)+LC+Q 1+ F 1 -Es-LE-Q 2 -F 2 • Сумма первого и пятого членов равенства определяет все лучистые потоки тепла и является радиационным балансом системы Земля – атмосфера Вs = Qs(1 -Аs)-Еs. • Если обозначить притоки скрытого и явного тепла через LΔC = L(E – С) и ΔQ = Q 2 – Q 1, ΔF = F 2 – F 1 то, учитывая, что за период, равный одному году, Ts близко к 0, баланс энергии в системе Земля - атмосфера получим в следующем виде: • Вs=LΔC+ΔQ+ΔF
Таблица - Годовые значения радиационного баланса и его составляющих системы Земля – атмосфера по данным метеорологических ИСЗ (Вт/м 2) широта Вs Es Аs, % 85 с. ш. -103. 2 174. 7 58. 9 5 56. 1 258. 2 24. 1 75 -93. 6 178. 2 54. 4 15 40. 7 266. 7 23. 6 65 -72. 1 189. 1 45. 2 25 22. 0 262. 7 25. 1 55 -46. 7 201. 2 40. 7 35 0. 4 244. 4 29. 6 45 -20. 9 228. 3 35. 7 45 -27. 3 224. 4 35. 8 35 0. 7 239. 6 30. 9 55 -57. 4 206. 9 42. 6 25 18. 2 258. 5 27. 2 65 -85. 6 189. 6 51. 3 15 45. 5 257. 1 24. 8 75 -89. 5 163. 3 60. 2 5 58. 9 250. 0 25. 4 85 ю. ш. -87. 7 154. 3 61. 7
Из таблицы следует, что радиационный баланс Вs в среднем за год для системы Земля атмосфера отрицательный выше 35° широты. Уходящее излучение Es в высоких широтах северного полушария (выше 65°) больше, чем на соответствующих широтах южного полушария, а альбедо Аs - меньше. Особенности изменения потоков тепла, содержащихся в правой части уравнения Вs=LΔC+ΔQ+ΔF характеризует рисунок, на котором показано среднее годовое широтное распределение скрытого и явного потоков тепла, а также радиационного баланса. См. далее
Рисунок - Среднее годовое широтное распределение составляющих теплового баланса системы Земля-атмосфера
Схема среднего годового теплового баланса климатической системы Земли
Рисунок - Распределение средней годовой температуры воздуха на уровне моря (ºС)
Рисунок - Распределение средней месячной температуры воздуха на уровне моря в январе (ºС)
Рисунок - Распределение средней месячной температуры воздуха на уровне моря в июле (°C)
Температура широтных кругов, полушарий и Земли Широта северная, град. Январь Июль Год 90 -41 -1 -23 80 -30 -1 -17 70 -25 +7 -10 60 -16 +13 -1 50 -7 +17 +5 40 +6 +23 +14 30 +15 +28 +21 20 +22 +28 +25 10 +26 +27 Экватор +27 +26 10 ю. ш. +26 +25 20 +26 +21 +23 30 +23 + 16 +19 40 +16 + 11 +13 50 +9 +4 +6 60 +2 -10 -4 70 -3 -23 -13 80 -11 -40 -25 90 - 14 -48 -30
Рисунок - Зависимость средней температуры воздуха у земной поверхности от географической широты: / — январь, 2 — июль, 3— год
• По средним температурам широтных кругов можно подсчитать и средние температуры воздуха для целого полушария и для всего земного шара. Средние температуры воздуха, °C: Северное полушарие Январь Июль • +8 +22 Южное полушарие • + 17 +10 Средняя температура воздуха у земной поверхности для всего земного шара в январе + 12 °C, в июле + 16 °С и в среднем годовом + 14 °С.
Скачать презентацию Годовой ход составляющих теплового баланса в различных климатических
лекц.6 Тепловой баланс системы Земля-атмосфера.ppt