ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ И КЛИМАТИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ТОЛЩ МЕРЗЛЫХ ПОРОД

⇐ Предыдущая 2 3 4 5 678 9 10 11 Следующая ⇒

1. Энергетический баланс Земли

Термодинамический (энергетический) подход к изучению формирования и развития мерзлых пород приобретает все большее значение. Однако изученность внутренних и внешних параметров, влияющих на изменение состояния мерзлых толщ, а также изменений основных термодинамических функций (внутренней энергии, энтальпии и энтропии) до настоящего времени остается еще слабой. В силу этого основные усилия исследователей, направленные на изучение термодинамических условий развития мерзлых пород, сводятся главным образом к определению и изучению тепловых и водно-тепловых балансов мерзлых толщ.

Поскольку мерзлые горные породы представляют собой планетарное явление, то их распространение и развитие зависят от общего теплового состояния Земли и его 'изменений, определяемых планетарным тепловым (энергетическим) балансом. При этом следует учитывать, что тепловой баланс пород зависит от зонального, регионального и локального распределений приходящей энергии, обусловленных в свою очередь геолого-географическими условиями. Следовательно, энергетический баланс горных пород необходимо изучать в планетарном, зональном, региональном и локальном аспектах.

Тепловое состояние поверхности Земли определяется количеством тепловой энергии, поступающей от внешних и внутренних источников к этой поверхности. По современным представлениям внешними энергетическими воздействиями на нашу планету являются:

1) лучистая энергия (электромагнитное поле) Солнца и звезд, перехватываемая Землей (10²⁵ Дж/год);

2) корпускулярное, в том числе и нейтринное, излучение Солнца и звезд (10¹⁸ Дж/год);

3) энергия метеоритов, падающих на Землю;

4) гравитационные воздействия Луны, Солнца и других небесах тел (10²⁰ Дж/год). Приток энергии от внешних источников увеличивает внутреннюю энергию Земли. К внутренним источникам энергии с долей условности можно отнести энергию выделяющуюся:

1) при ядерных реакциях (10²¹ Дж/год);

2) при гравитационных процессах внутри Земли (10²⁰ Дж/год);

3) прд изменениях скорости вращения Земли (10²⁰ Дж/год);

4) при экзотермических химических реакциях (10¹⁹ Дж/год).

В итоге энергия внутренних источников излучается во внешнее пространство, тем самым уменьшая внутреннюю энергию Земли.

Приведенные мощности источников энергии существенно различны. Причем внешние энергетические воздействия примерно в 100 тыс. раз (на пять порядков) мощнее, чем воздействия внутренних источников. Это позволяет сделать вывод, что основным источником энергии для протекания многих процессов на поверхности Земли и для формирования температурного поля верхней части земной коры является поступление лучистой энергии от Солнца. При этом главной «тепловой кухней» является дневная поверхность, на которой происходят основные процессу теплообмена Земли с окружающим пространством. Температурный режим, формирующийся на этой поверхности, определяет динамику температурного поля верхней части литосферы, а так-же существенно влияет на температуру приземного слоя воздуха. Выявить эту динамику можно, составив балансовые соотно шения приходящей и уходящей от этой поверхности энергии.

Таким образом, планета Земля находится в потоке солнечной коротковолновой (длина волны около 0,5 мкм) радиации. Параллельный пучок солнечных лучей доставляет к границе атмосферы около 1,4 кДж/м²*с тепла. Поверхности Земли достигает лишь часть лучистого излучения Солнца. Остальная часть отражается облаками в мировое пространство, рассеивается и поглощается атмосферой. Достигающая же поверхности Земли солнечная энергия слагается из прямой Q_пр и рассеянной в атмосфере q_p радиации. Причем поверхность Земли, вследствие ее шарообразности, получает в разных своих частях различнсх количество прямой солнечной радиации на единицу площади. Кроме того, вследствие вращения Земли и ее обращения вокруг Солнца, а также наклона оси вращения Земли к плоскости эклиптики количество приходящей к единичной площадке на поверхности Земли солнечной энергии имеет четко выраженный суточный и годовой ход, а также, вследствие многолетних многовековых вариаций элементов орбиты Земли, и многовековой ход.

Часть поступающей к поверхности Земли радиации (Q_пр + q_p) отражается от нее, а оставшаяся часть – поглощается. Отношение отраженной части радиации ко всей приходящей радиации представляет собой альбедо альфа (@) поверхности. Суммарное среднее альбедо Земли как планеты равняется 0,37 - 0,4С Для естественных земных поверхностей значение а изменяется в широких пределах - от 0,05 у водной поверхности до 0,95 у свежевыпавшего снега. Поглощенная земной поверхностью коротковолновая солнечная радиация, таким образом, может рьгть представлена в следующем виде: (Q_пр + q_p) (1 - а). Этим, однако, не исчерпывается приходная часть энергетического баланса. Большое количество тепла в виде длинноволновой радиации получает поверхность от нагретой атмосферы (инфракрасное излучение с максимумом энергии в области лямда = 8 - 10 мкм), так как поверхность любого нагретого тела излучает энергию, количество которой пропорционально четвертой степени абсолютной температуры этой поверхности (I =f(T⁴)). Часть энергии, излучаемой атмосферой и поглощаемой поверхностью Земля, обозначается I_a. К приходной части баланса следует отнести! тепло, поступающее к поверхности из недр Земли, - q. Одна-r0 по величине эта составляющая резко уступает всем остальным и, как правило, не учитывается.

Приходная часть баланса обеспечивает энергией подавляющее большинство процессов, протекающих на поверхности Земли и в подстилающих породах. В первую очередь приходная часть баланса затрачивается на поддержание температуры на поверхности Земли, существенно отличной от 0 К. Поэтому к основным расходным статьям радиационно-теплового баланса поверхности Земли относится, в первую очередь, количество длинноволновой лучистой энергии, которую Земля, как нагретое тело, теряет во внешнее пространство I_из. Разность между I_из и I_а в климатологии нередко именуется как длинноволновое эффективное излучение поверхности Земли (I_эф = I_из- I_а). Используя приведенные выше обозначения и называя разность между поглощаемой коротковолновой радиацией и длинноволновым эффективным излучением Земли радиационным балансом подстилающей поверхности /?, можно записать:

R=(Q_пр + q_p) (1-a) - I_эф

К другим наиболее существенным и наиболее изученным процессам относятся испарение (конденсация) с поверхности (LE - произведение скрытой теплоты испарения - конденсации на количество испаряемой или конденсируемой влаги), турбулентный теплообмен поверхности с окружающим воздухом р и теплопотоки в грунт В. В летний период эти процессы приводят к расходу энергии с поверхности. В зимний период теплопотоки в грунте В направлены к поверхности и должны быть отнесены к приходной части баланса. Это часто относится и к турбулентному теплообмену р. Таким образом, структура теплового или радиационно-теплового баланса на поверхности Земли существенно зависит от временного интервала, для которого этот баланс составлен.

В климатологии принято записывать уравнение радиационно-теплового баланса в таком виде, в котором группирование членов производится не по принадлежности их к приходной или расходной части, а по способу теплообмена: в одну часть записываются составляющие лучистого теплообмена, в другую - составляющие, связанные с конвективным и кондуктивным механизмом переноса тепла:

(Q_пр + q_p) (1-a) - I_эф=R=LE+p+B,

где левая часть, обозначаемая R, носит название радиационного баланса, а правая часть - теплового баланса.

Все члены радиационно-теплового баланса являются интегральными характеристиками. Они представляют собой количество энергии, поступившее к поверхности или ушедшее от нее за определенный отрезок времени (за год, полугодие, месяц, декаду и т. д.). Поэтому изменчивость отдельных членов и вся структура баланса во многом определяется этим временным интервалом. Так, например, если баланс подсчитывается за год, то величина В (при режиме, близком к периодически установившемуся) практически равна нулю и может быть исключена из рассмотрения, величины LЕ и р в этом случае всегда относятся к расходной части баланса. Если баланс подсчитывается за полугодие, то В становится соизмеримым с другими членами баланса. Если баланс подсчитывается за месяц, то все члены радиационно-теплового баланса обнаруживают четкий годовой ход, т. е. они становятся функцией времени в годовом цикле. Это обусловлено изменением в течение года количества приходящей к поверхности солнечной радиации по закону, близкому к синусоидальному. В этом проявляется некоторая особая определяющая роль первого члена радиационно-теплового баланса, формирующегося под влиянием в основном астрономических:

факторов. Все остальные члены приходной и расходной частей равноправны в своем взаимовлиянии и взаимообусловленности.

У каждого из составляющих баланса есть свои чисто земные, факторы (геологические, геофизические, географические), определяющие их изменчивость. Но стоит под воздействием этих факторов измениться хотя бы одной из составляющих баланс, компонент, как приходят в движение все остальные компоненты, они изменяются до тех пор, пока не наступит новое равновесие.

Механизм этой взаимосвязи основан на зависимости всех, компонент баланса (за исключением, возможно, первого члена) от температуры поверхности Земли, для которой этот баланс составлен. Поэтому температура поверхности t_п является объективным показателем уровня теплообмена на поверхности, т.е. чем больше по величине приходная или расходная часть баланса, тем выше температура поверхности. Для иллюстрации при ведем такой пример. Допустим, что на поверхности Земли установилось балансовое равновесие приходной и расходной частей при определенной температуре t_п. Пусть в некоторый момент времени изменились условия увлажнения на поверхности и велика чина Е увеличилась. Тем самым увеличилась расходная часть баланса при неизменности приходной. Это приведет к понижена нию температуры поверхности, что, в свою очередь, приведете к изменению большинства членов радиационно-теплового балайасз. Но наиболее существенные изменения в сторону уменьшения произойдут с I_из. Таким образом, расход уменьшится и установится новое равновесие, но уже на более низком уровне теплообмена - при меньшей t_п.

В весенний период количество поглощенной радиации возрастает и приходная часть уравнения радиационно-теплового баланса становится больше его расходной части. Вследствие этого температура поверхности повышается и изменяются все члены баланса, зависящие от температуры. В первую очередь возрастает I_и и расходная часть стремится сравняться с приходной. Таким образом, вслед за синусоидальными (в годовом аспекте) изменениями величины поглощенной радиации происходят синусоидальные изменения температуры поверхности Земли. Следует отметить, что термодинамическое равновесие лучистого теплообмена наступает довольно быстро, однако быстрые изменения температуры поверхности сдерживаются большой инерционностью температурного поля подстилающих пород. Проявлением этой инерционности как раз и являются теплообороты В. Поэтому изменения температуры поверхности происходят с за-запаздыванием относительно изменений поглощенной солнечной радиации, а величина этих изменений, как и время запаздывания, определяется не только амплитудой колебаний приходящей радиации, но и теплофизическими характеристиками подстилающих горных пород (лямда, С, Qф).

Если рассматривать радиационно-тепловой баланс не только в планетарном и зональном аспектах, но и в региональном и локальном планах, то следует иметь в виду, что его уравнения должны представлять собой частные формулировки закона сохранения энергии. Эти уравнения могут составляться как для тонкого поверхностного слоя, так и для различных объемов частей литосферы, гидросферы или атмосферы, энергия (тепло) в которые может поступать различными способами и путями. В частности, перенос тепла может осуществляться движущейся водой, что требует наряду с тепловым балансом рассматривать также и соответствующий водный баланс. Уравнение водного баланса, например, поверхности суши при этом выражает равенство прихода и расхода влаги, поступающей к рассматриваемому горизонтальному участку поверхности или в некоторый объем породы за определенный промежуток времени. Для поверхности суши это уравнение может быть, представлено в виде:

R=e+f+b

где r— осадки; е— разность испарения и конденсации влаги на земной поверхности; f - сток воды; b - изменение содержания влаги в породе. Не менее существенным при рассмотрении теплового баланса части гидросферы или атмосферы является учет бокового переноса тепла течениями водных или воздушных масс. Однако, вследствие недостаточной точности измерений в большинстве случаев практической деятельности приходится прибегать к схематизации теплового^аланса, пренебрегая многими его членами ввиду их относительной малости и неизученности.

⇐ Предыдущая 2 3 4 5 678 9 10 11 Следующая ⇒

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском:

vikidalka.ru - 2015-2024 год. Все права принадлежат их авторам! Нарушение авторских прав | Нарушение персональных данных