Трансформация солнечной энергии в глобальном гидрологическом цикле

Источником энергии, возбуждающим перемещение водных масс в ГГЦ, служит солнечная радиация, средняя интенсивность которой на верхней границе атмосферы (ВГА) составляет (1367 ± 4) Вт на I м2 плоскости, перпендикулярной солнечным лучам [12], и называется «солнечной постоянной». Ее значение варьирует в пределах ±3,5 % вследствие изменения расстояния между Солнцем и Землей — в январе, когда Земля находится в перигелии, оно минимально, и интенсивность солнечного света на 96 Вт/м2 больше, чем в июле, когда Земля в афелии.

Спектральный состав солнечной радиации на ВГА состоит из:

  • • коротковолнового излучения, включающего [12] ультрафиолетовое в диапазоне длин волн X < 0,39 мкм (1 микрометр = Ю-6 м), составляющее 1 % всего энергетического потока, и видимую солнечную радиацию в диапазоне X = 0,39—0,76 мкм (54 %);
  • • длинноволнового инфракрасного излучения в участке спектра с X > 0,76 мкм (остальные 45 % потока солнечной энергии).

Экологически очень важное оптическое свойство воды состоит в том, что ее пар не поглощает фотосинтетически активную радиацию (ФАР) Солнца. Ее энергия в диапазоне Л. = 0,38 — 0,71 мкм составляет 50% всего потока солнечной радиации и усваивается хлорофиллом растений, следовательно, служит энергетическим источником круговорота веществ и энергии в биосфере. В то же время водяной пар в атмосфере поглощает ультрафиолетовое излучение с длиной волн X < 0,30 мкм, вредное для живых организмов, и часть длинноволнового участка спектра с X > 2 мкм.

Схема трансформации среднегодовой интенсивности энергетических потоков в атмосфере и на земной поверхности

Рис. 1.5. Схема трансформации среднегодовой интенсивности энергетических потоков в атмосфере и на земной поверхности (М. И. Будыко, 1984), в % от солнечной радиации на верхней границе атмосферы (ВГА), равной в среднем 342 Вт/м2:

LE — скрытая теплота пара испарившейся воды; ТО — теплота, расходуемая на нагревание приземного слоя воздуха в результате турбулентного теплообмена

Из-за шарообразной формы Земли средняя за год интенсивность солнечной радиации (СР), поступающей на единицу поверхности ВГА, в 4 раза меньше солнечной постоянной и составляет /СР = 342 Вт/м2 (рис. 1.5).

В атмосфере поглощается 25 % солнечной энергии: сначала 3 % — в мезо- и стратосфере кислородом и озоном, а затем в тропосфере, 17 %— водяным паром, пылью, дымкой и 5% - облаками. Кроме того, верхняя поверхность облаков отражает 19 %/СР, а 15 % /Ср превращается в них в рассеянную солнечную радиацию. Таким образом, водой и аэрозолем облачных систем трансформируется 39 % /Ср.

В безоблачные дни 24% /СР достигает земной поверхности, из которых 2 % прямой солнечной радиации отражается, а 22 % поглощается, нагревая поверхность суши и водных объектов. Несколько меньшая доля прямой солнечной радиации (17% /СР) влагой и аэрозолем в наиболее насыщенном ими приземном слое воздуха превращается в рассеянную радиацию, 2/3 которой (11 % /СР) достигает земной поверхности и вместе с рассеянной радиацией облачных систем поглощается ею (25%/СР), а 1 % /СР отражается от нее. Потоки отраженной прямой (19 + 2)% /ср и рассеянной (6 + 1) % /СР радиации образуют возвратный в космос поток коротковолновой лучистой энергии, определяющий величину альбедо (28 % /СР) нашей планеты (см. рис. 1.5).

Поглощенная суммарная коротковолновая радиация (22 + + 25) % /ср нагревает земную поверхность, температура которой определяет интенсивность длинноволнового 1 (теплового) излучения, свойственного любому телу, нагретому выше О °К (шкалы Кельвина). Значение /да быстро возрастает при увеличении температуры Т0 излучающей поверхности, так как /гв пропорциональна Т$. Среднегодовая интенсивность потока длинноволновой радиации больше, чем солнечной, и составляет 114 % /СР (см. рис. 1.5).

Поглощенные в атмосфере коротковолновое и длинноволновое излучения определяют ее температуру и, следовательно, интенсивность излучаемой ею длинноволновой радиации, часть которой возвращается на земную поверхность. Это — встречное излучение атмосферы, средняя интенсивность которого равна 96 % /СР. Разница интенсивности двух противоположно направленных потоков длинноволновой радиации называется эффективным излучением земной поверхности /эф, составляющим 18 % 1Ср. Разность интенсивностей поглощенной земной поверхностью прямой /п плюс рассеянной /р солнечной радиации и эффективного излучения называют радиационным балансом (/„). Этот общепринятый термин неудачен, так как значение

приблизительно равное 100 Вт/м2, представляет собой дисбаланс потоков лучистой энергии и характеризует среднюю годовую интенсивность поглощения радиации земной поверхностью.

Впервые на оранжерейный эффект атмосферы обратил внимание в начале XIX в. французский физик и математик Ж. Фурье. Свойство оранжереи накапливать солнечную теплоту объясняется тем, что ее крыша прозрачна для коротковолновой солнечной радиации, в то время как теплопроводность крыши мала. Поэтому внутренняя поверхность крыши нагревается в результате поглощения длинноволновой радиации, испускаемой средой оранжереи. Нагревающаяся снизу крыша, в свою очередь, служит источником длинноволновой радиации, большая часть которой направлена внутрь оранжереи, что и способствует еще большему повышению в ней температуры почвы и влажного воздуха. Роль такой крыши на Земле играет атмосфера, встречное излучение которой тем больше, чем более насыщены воздушные массы водой (во всех ее трех состояниях). Нередко оранжерейный эффект называют «парниковым», что не совсем верно, так как в парнике (как и в теплице) кроме оранжерейной крыши имеется еще и дополнительный внутренний источник тепла, выделяющегося при гниении навоза и других видов биотоплива, или разнообразные обогревательные установки.

Земной оранжерейный эффект характеризуется тем, что поглощаемая Мировым океаном и сушей солнечная радиация в 2,6 раза превышает потери теплоты, характеризуемые эффективным излучением. Если бы не это явление, то средняя температура земной поверхности была бы -23 °С вместо наблюдающегося в настоящее время ее среднего значения, равного приблизительно + 15 °С. Значит, не только радиационные условия (регулируемые в мезосфере фотогидролизом молекул воды), но и термические условия существования более 98 % массы воды на Земле в жидком виде и всей биоты обеспечиваются водяным паром, создающим оранжерейный эффект в атмосфере.

Нагреваемая солнечной энергией земная поверхность интенсивно расходует теплоту на излучение и испарение воды (24 % /Ср), а также в процессе контактного турбулентного теплообмена с приповерхностным слоем воздуха (5% /СР) (см. рис. 1.5). Теплота фазового перехода воды в пар переносится с ним во все более высокие и холодные слои тропосферы, где эта скрытая тепловая энергия выделяется при конденсации пара, нагревая воздух и обеспечивая тем самым его конвективное перемещение в еще более высоко находящиеся слои атмосферы. Поэтому водяной пар нередко называют «топливом атмосферы». Особенно ярко эта роль конденсации водяного пара проявляется в тропической и экваториальной зонах океанов, которая служит энергетическим источником не только пассатов, но и формирующихся там наиболее мощных тропических тайфунов.

Нагрев атмосферы происходит также поглощаемой в тропосфере коротковолновой и длинноволновой радиацией преимущественно водяным паром и облаками, а в стратосфере — озоном. Это повышает температуру воздуха и интенсивность его длинноволнового излучения до 67 % /СР, в том числе за счет поглощения лучей облаками (18% = 5% /СР+13%), поглощения 17%/СР воздухом тропосферы и 3 % /СР озоном стратосферы. Излучение атмосферы совместно с небольшой долей излучения земной поверхности (5 % /СР), не перехватываемого облачным покровом, формирует длинноволновое излучение Земли в космос. Таким образом, равенством потоков приходящей солнечной радиации и совокупного потока отраженной и рассеянной преимущественно коротковолновой и испускаемой длинноволновой радиации замыкается на ВГА баланс энергетического обмена нашей планеты с космосом, поэтому радиационный баланс Земли равен нулю.

Интенсивность внутримассовых процессов в Мировом океане определяется не столько абсолютной величиной поглощаемой

Рис. 1.6. Широтное изменение среднесуточной интенсивности солнечной радиации на верхней границе атмосферы (М.И. Будыко, 1984), в дни равноденствия (/) и летнего солнцестояния в северном (2) и южном (3) полушариях и осред- ненной за год ее величины (4)

солнечной радиации, сколько ее упорядоченной неравномерностью поглощения на земной поверхности. Это утверждение океанологов (В. Л.Лебедев, Г. А. Айзатуллин, К. М.Хайлов, 1974) справедливо и для энергоснабжения воздушных масс в атмосфере, функционирования континентального звена ГГЦ, а также трансформации водных масс в процессе их стока с суши. Упорядоченная неравномерность потока солнечной энергии связана, с одной стороны, с шарообразной формой Земли и, с другой стороны, с ее суточным вращением вокруг оси, наклонной под углом 23°27' к плоскости эклиптики. Внутригодовая упорядоченная неравномерность интенсивности солнечной энергии отчетливо выражена и наиболее стабильна лишь на поверхности ВГА (рис. 1.6).

Наименее изменчива в течение года среднесуточная интенсивность солнечной радиации над экватором — от 400 Вт/м2 в дни летнего (21—22 июня) или зимнего (21 — 22 декабря) солнцестояния до 435 Вт/м2 в дни весеннего (20 — 21 марта) или осеннего (23 сентября) равноденствия, когда продолжительность дня и ночи одинакова. В эти дни убывание среднесуточной интенсивности солнечной радиации к полюсам подобно параболе с вершиной над экватором. В полушарии, где наступает зима и сокращается продолжительность дня, среднесуточная интенсивность солнечной радиации постепенно снижается и достигает минимума в день зимнего солнцестояния. Как видно на рис. 1.6, во внетропических широтах это снижение радиации достигает 150—200 Вт/м2. А в полушарии, где наступает лето, наоборот, интенсивность радиации увеличивается и достигает максимума над полюсами (530 Вт/м2 над Северным и 560 Вт/м2 над Южным, когда Земля в перигелии). Таким образом, средняя интенсивность солнечной радиации над полюсами в дни летнего солнцестояния на 36% больше, чем над экватором.

Осредненные за год среднесуточные значения интенсивности солнечной радиации на различных широтах имеют синусоидальную форму кривой с минимумом над полюсами (« 175 Вт/м2) и максимумом над экватором (* 420 Вт/м2).

Эта астрономически обусловленная пространственно упорядоченная внутригодовая неравномерность интенсивности входящей в атмосферу солнечной радиации с приближением к земной поверхности искажается в большей или меньшей степени процессами ее поглощения и рассеяния, главным образом в зависимости от изменяющегося от суток к суткам распределения в воздухе Н20. А оно, в свою очередь, зависит от теплообмена с воздухом земной поверхности, акватории и территории которой обладают существенно разными теплофизическими свойствами.

Физические особенности воды стабилизируют в значительной мере процессы теплообмена между земной поверхностью и атмосферой, обеспечивая несколько механизмов стабилизации этого обмена:

  • 1. Увеличение теплопотерь с испаряющей поверхности при нагревании замедляет повышение ее температуры Т0. Это обеспечивается, во-первых, эффективным излучением воды, характеризующимся параболической зависимостью Лф =f(T$). Во-вторых, почти линейной зависимостью от величины Т0 роста интенсивности испарения и потерь теплоты вследствие турбулентного теплообмена с приводным слоем воздуха (когда его температура ниже значения Т0). Увеличение интенсивности испарения обусловлено, с одной стороны, тем, что повышение Т0это свидетельство увеличения скорости, энергии молекул. Поэтому с ростом температуры все большее их количество покидает поверхностный микрослой, преодолевая силу поверхностного натяжения, и уносится в виде пара в атмосферу. Потеря испарившихся молекул Н20, обладающих максимальной энергией, ведет к понижению средней скорости оставшихся в микрослое модекул, следовательно, к понижению его температуры. С другой стороны, с повышением 7^ уменьшается и сила поверхностного натяжения в микрослое, что способствует испарению. Кроме того, в приповерхностном слое воздуха вследствие турбулентного теплообмена с водой возрастает температура и, следовательно, увеличивается способность воздуха к поглощению образующегося водяного пара. Благодаря этим процессам пресная вода на земной поверхности, аккумулируя солнечную радиацию, может нагреться только до температуры, равной 32—34 °С, при которой даже в климатических условиях внутритропических широт теплопотери становятся равными радиационному балансу водной поверхности. Это предохраняет от перегрева организмы водной и наземной флоры и фауны. Столь высокая температура неблагоприятна для большинства водных организмов, но она не приводит к их гибели.
  • 2. Резкое сокращение испарения и теплопотерь с замерзшей части земной поверхности по мере увеличения толщины слоя льда. У нижней поверхности охлаждающегося зимой сверху и нарастающего снизу ледяного покрова водных объектов и льда в порах промерзающих почвы и грунта температура воды не понижается ниже значения ее замерзания (О °С для пресной воды и около -2 °С для морской). Поскольку теплопроводность кристаллического льда в 235 раз меньше молекулярной теплопроводности воды, рост толщины льда сильно уменьшает отдачу воды и теплоты с земной поверхности в атмосферу. Даже в наиболее суровых климатических условиях Антарктиды, благодаря увеличению зимой толщины льда на озерах до 4 —5 и даже 7 м, значение теплопотерь их водных экосистем снижается до нуля, что и обеспечивает жизнеспособность озерной биоты.

Широтное распределение площадей акваторий и территорий на поверхности Земли весьма неравномерно. В южном полушарии суша составляет менее 20 % его поверхности, а в северном — около 40 %, причем наибольшая поверхность суши находится в его умеренных широтах, особенно между 40° и 50°с.ш. Сочетание этой особенности строения земной поверхности с астрономически обусловленной неравномерностью прихода солнечной радиации и различиями ее трансформации в воздушных массах океанического и континентального звеньев ГГЦ определяют зональные особенности структуры энергетического баланса Мирового океана и суши (рис. 1.7).

Средняя годовая интенсивность поглощения теплоты из атмосферы, характеризуемая величинами радиационного баланса в океанах и на суше (IRoK и IRc на рис. 1.7), максимальна во внутритро- пических широтах и уменьшается к полярным широтам примерно в 5 раз. При этом ее аккумуляция океанами примерно в 1,5 раза интенсивнее, чем на суше. Столь заметно большая аккумуляция солнечной энергии в Мировом океане объясняется:

• большой прозрачностью морской воды и поэтому поглощением солнечной энергии всем фотическим слоем, достигающим в океанах толщины 100 — 200 м, величина альбедо их поверхности существенно меньше по сравнению с сушей, особенно с той ее частью, на которой зимой образуется снежный покров;

Широтное изменение среднегодовой интенсивности аккумуляции теплоты океанами I

Рис. 1.7. Широтное изменение среднегодовой интенсивности аккумуляции теплоты океанами IRoK (/) и сушей he (4), суммарных потерь теплоты океанами 7^K (2) и их потерь на испарение LEOK (2), потерь на испарение с суши LEC (5), на турбулентный обмен с атмосферой океана Т0ок = /^к- LE0K (часть ординат между линиями 2 и 3) и суши ТОс = 1Яс - LEC (часть ординат между линиями 4 и 5), а также адвективное перераспределение теплоты океаническими течениями Ат = = Ьок - Ьок (часть ординат между линиями 1 и 2) из низких в высокие широты Мирового океана (М.И.Будыко, 1984)

• конвективным и ветровым перемешиванием поверхностного слоя, вследствие чего температура поверхности океанов в летнеосенний период наибольших теплопотерь ниже, чем суши.

Структура и пространственное распределение теплопотерь на суше и в океанах совершенно различны. Суммарные теплопотери с суши на всех широтах равны количеству аккумулированной солнечной энергии, поэтому их широтное распределение показано на рис. 1.7 той же кривой (линия 4), что и радиационного баланса суши IRc. При этом четко выраженный максимум теплопотерь в экваториальных широтах на 80% состоит из энергетических затрат на испарение, тогда как в тропических широтах они снижаются до 30—40 %, и доминирующую роль в охлаждении пустынных пространств суши здесь играет их турбулентный теплообмен с приземным слоем атмосферы.

В Мировом океане в экваториальных и субэкваториальных широтах, а также в субполярных широтах южного полушария теплопотери меньше радиационного баланса /йок, а в остальных широтах превышают количество поглощаемой солнечной радиации. В океанах потери теплоты на испарение составляют 80—90% их суммарного значения за исключением лишь умеренных и высоких широт северного полушария, где они снижаются до 65—70% вследствие увеличения теплопотерь за счет турбулентного теплообмена с атмосферой. Зональный энергетический дисбаланс в Мировом океане компенсируется теплыми течениями из низких широт в высокие. Особенно велика тепловая адвекция мощными Гольфстримом и Куросио в «менее океаническом» северном полушарии. По оценке норвежского океанографа X. У. Свердрупа, вклад водных масс преимущественно этих двух течений в меридиональный отток теплоты из экваториальных широт в умеренные через параллель 30° с.ш. составляет 29 %, а воздушных масс в верхних слоях тропосферы — 71 %.

Учитывая рассмотренные особенности тепловлагообмена атмосферы с неоднородной земной поверхностью, трансформацию получаемой Землей солнечной энергии в ГГЦ можно представить в виде цепочки ее преобразования из одного вида в другой в атмосферном и континентальных этапах этого цикла.

Поток солнечной лучистой энергии /СР, частично поглощаемый земной поверхностью, преобразуется в ее деятельном слое в тепловую энергию IR, равную радиационному балансу. Она превращается в основном в скрытую энергию парообразования LE, которая преобразуется в кинетическую энергию конвективного подъема влажного воздуха и одновременно в потенциальную энергию атмосферы ЭПа, формирующую горизонтальные градиенты атмосферного давления. Они возбуждают ветер, т. е. эта потенциальная энергия частично трансформируется в кинетическую энергию ЭКа, осуществляющую адвекцию влагонасыщенных воздушных масс, их обмен между океаническим и континентальным звеньями. Сконденсировавшаяся над сушей влага превращается в потенциальные гидроэнергетические ресурсы суши ЭПС, которые переходят в кинетическую энергию стока ЭК*, расходующуюся постепенно на эрозию и транспорт взвешенных и влекомых наносов, осаждающихся частично на поймах и в устьевых областях речных систем. На каждом из этих этапов происходит все большая диссипация (рассеяние) потока энергии, ее превращение в тепловую энергию, излучаемую Землей в космос.

Трансформация солнечной энергии в цепочке

крайне изменчива и неравномерна в пространстве. Наиболее интенсивна конвекция в атмосфере экваториальных широт, где максимальны затраты теплоты на испарение с акватории океанов и суши. Поэтому здесь наибольшая толщина тропосферы (16—18 км), в верхних слоях которой формируются меридиональные ветровые потоки. Вследствие силы Кориолиса они приобретают в субтропических и умеренных широтах направление переноса воздушных масс с запада на восток (явление, называемое суперротация атмосферы). Здесь верхняя граница тропосферы снижается до высоты 10—12 км, а максимальная скорость в струйных течениях достигает 190 м/с, или почти 700 км/ч. В образующемся в тропиках поясе высокого приземного давления атмосферы формируются пассаты. Средняя скорость ветра в атмосфере составляет 17 м/с, а мощность средней кинетической энергии ветров — около 4 Вт/м2 (1,6% поглощенной атмосферой и земной поверхностью солнечной радиации) (Э. К. Бютнер, 1986). Потенциальная гидравлическая мощность руслового стока на суше (без Антарктиды) оценивается в 1 млн МВт, что составляет 0,007 Вт/м2 (менее 0,2 % мощности ветров).

Завершая характеристику трансформации солнечной энергии в глобальном гидрологическом цикле, важно отметить, что вода во всех трех ее состояниях не только связующая основа всемирного круговорота веществ, но и главный носитель энергии, за счет поэтапного преобразования которой из одного вида в другой, ее диссипации, и осуществляется круговорот этих веществ в ГГЦ.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >