Верхній шар літосфери зазнає сезонних і добових коливань тем ператури. За джерелами генерації тепла і як наслідок цього - зміна ми температури в часі і просторі, виділяють дві зони. Верхня зона земної кори носить назву геліотермічної; глибше знаходиться гео термічна зона. У геліотермічній зоні режим температури визна чається в основному впливом сонячного тепла. Оскільки надхо дження цієї радіації на Землю має добовий, річний і віковий хід, то температура гірських порід 6г змінюється протягом доби, сезонів року і в багаторічному періоді. В свою чергу в геліотермічній зоні виділяють два шари. Поверхневий шар земної кори до глибини 1,0...1,5 м має назву шару добових коливань температури, на по верхні якого хід 0г практично відповідає добовому ходу сонячної радіації й випромінюванню земної поверхні. З глибиною ці коли вання згасають, доки вплив сонячної радіації не зрівнюється з впли вом глибинних факторів температури.. Нижче шару добових коливань температури розташовується шар річних коливань температури, в межах більшої частини якого хід вг практично співпадає з річним ходом сонячної радіації і ви промінювань земної поверхні. Глибина, на якій температура про тягом року практично не змінюється і дорівнює середньорічній тем пературі повітря місцевості, називається ізотермічним горизонтом
У визначеному об’ємі гірської породи залишкова кількість теп лоти буде дорівнювати q -(q + dq) = -dq. Із врахуванням виразу (19.4) повну зміну кількості залишкової теплоти можна представи ти у вигляді ~dq~ ------сЬ = — ( Я— П9 5) & & & Цю ж кількість теплоти у досліджуваному об’ємі можна отри мати іншим шляхом. Знаючи зміни температури гірської породи в часі ддг /ді і її об’ємну теплоємність ср, отримаємо
А - двг ~ 4
А
(19.6)
(декілька десятків метрів). У середньому для всієї земної кори річні коливання температури поширюються до глибини 10... 12 м у тро піках, 10...40 м - в помірному поясі і 42...45 м - у високих широ тах. Нижня межа шару річних коливань температури є складною функцією амплітуди А(0г), водно-теплових властивостей гірських порід, рельєфу земної поверхні, ряду інших фізико-географічних (рослинність, сніговий покрив, експозиція схилів тощо) і геологіч них (вулканізм, тектогенез, вік гірських порід, їх радіоактивність і т. п.) факторів. Геотермічна зона характеризується постійним значенням 0. у часі та її ростом з глибиною. Для кількісної характеристики зростання температури з глибиною у внутрішніх геосферах нижче ізотерміч ного горизонту використовують геотермічний градієнт уг, під яким розуміють підвищення температури в градусах на кожні 100 м глибини, а також геотермічний ступінь У\ ~ ~у , під яким розу міють відстань у метрах, на яку потрібно заглибитись у Землю в да ному районі, щоб температура гірських порід зросла на 1 °С. Зна чення Уг і У г змінюється у широких межах (табл. 19.1). Таблиця 19.1. Середні значення геотермічного ступеня і геотермічного градієнта (Адаменко, 2000) Геотермічний ступінь, Країна, район Архангельськ Грозненський район Санкт-Петербург Дагестан Баку Донбас Харків Москва Кривий Ріг США, Гресс-Валлей Африка, Вітватерсранд Японія, Ечіго Південна Австралія м/°С Геотермічний градієнт, °С/100 м
У середньому в доступних для виміру глибинах осадових порід значення у \ приймається рівним 33 м / °С, а у г становить З °С на кожні 100 м глибини. Це підвищення починається не з поверхні, а дещо нижче ізотермічного горизонту. Така інтенсивність зростання температури з глибиною загалом спостерігається лише у верхній частині земної кори до глибини 15...20 км, хоча на земній кулі є багато аномальних у цьому відно шенні зон. За узагальненими даними ряду дослідників, значення у г може змінюватись від 0,5 до 25 °С/100 м. Відомі місця, де підви щення 0г на 1 °С відбувається при заглибленні на 2...З м. На Кам чатці, наприклад, на глибині 400...500 м температура досягає 150...200 °С і більше. У нижній течії р. Мархі (притока р. Вілюя) на глибині 1800 м температура сягає всього 3,6 °С. При бурінні Кольської надглибокої свердловини на глибині 7000 м значення 0г вияви лось на 60...70 °С вищим розрахункового і складало 130 °С. В США значення у 'г у верхніх шарах земної кори змінюється від 7 до 138 м/°С, в Західній Європі - від 28 до 36 м / °С (Чечкин, 1990). З цих даних і таблиці 19.1 виходить, що значення геотермічних ступенів і градієнтів суттєво змінюється в межах порівняно невели ких територій, а тим більше материків. Серед континентів земної кулі загалом найінтенсивніше темпе ратура надр зростає з глибиною в Австралії; Африка в цьому відно шенні - “найхолодніший” континент. Глибше 15...20 км від земної поверхні інтенсивність підвищення температури з глибиною, очевидно, зменшується. Таке припущен ня ґрунтується на зростанні теплопровідності речовини земних надр та зменшенні концентрації радіоактивних елементів у них із глиби ною. У цілому температурне поле всередині Землі характеризується великою постійністю. Це пов’язано з відносно низькою теплопро відністю речовин земних надр, невеликою швидкістю їх розігріван ня радіоактивним теплом і величезними відстанями, які тепловий потік повинен пройти до виходу на земну поверхню. Середня температура земної поверхні становить близько 15,5 °С. Найвища температура спостерігається на т. зв. термічному еква торі - лінії, яка з’єднує точки з найвищою середньою температу рою. На відміну від географічного екватора термічний екватор має вигляд хвилястої лінії. Він проходить у Північній півкулі приблиз но біля 5° пн. ш. над океаном та біля 10° пн. ш. на суходолі. На всіх паралелях Південної півкулі у середньому протягом року холодні
ше, ніж на відповідних паралелях Північної півкулі. Термічна аси метрія планети обумовлена нерівномірним розподілом суходолу і океану та площі зледеніння між півкулями Землі. Як і тверде тіло Землі, його повітряна і водна оболонки володі ють полем температур. Вверх від земної поверхні в тропосфері температура у помірних широтах знижується на 0,6 °С на кожні 100 м висоти (за вологоадіабатичним законом) і на 1 °С на кожні 100 м висоти в аридних районах, що охоплюють незначну частину загальної площі земної поверхні; тут через обмаль водяної пари повітря, здіймаючись вго ру, охолоджується швидше (за сухоадіабатичним законом). У го ризонтальному напрямі на 6...7 °С температура повітря змінюєть ся через 500...600 км. Відомо, що атмосфера Землі в цілому холодніша за земну по верхню. Середня температура в приземному шарі повітря стано вить 15,5 °С або понад 287 К, а в середньому для тропосфери 255 К (Багров, 2000). Сонце є основним джерелом тепла для Світового океану. Вода морів і океанів відносно добре поглинає світлові хвилі: до 90 % со нячної енергії, що надходить до гідросфери, перетворюється у теп лову. В середньому поверхнева густина сонячного теплового по току становить 155 Вт/м2(від 92 до 272 Вт/м2). Поряд із цим Світо вий океан отримує тепло від інших, другорядних джерел. До них відносяться теплові потоки із земних надр через морське і океаніч не дно, хімічні реакції, розсіювання механічної енергії при русі морських вод. У Світовому океані має місце двошарова стратифікація вод за температурою: теплий шар, у якому тепло влітку поширюється вглиб на кілька сотень метрів - океанський термоклін, і холодний нижче термокліну, до якого належить основна маса води океану (рис. 19.1). Середня температура води поверхневого шару Світового океа ну вища, ніж повітря біля земної поверхні приблизно на 2 °С і ста новить близько 17,4 °С. Середня температура всієї океанської води становить 3,52 °С, тобто набагато нижча за температуру земної по верхні. Та через наявність теплого поверхневого шару холодні гли бинні води Світового океану термічно ізольовані від поверхні й не впливають на її термічний стан безпосередньо. Втім, підсилення вертикального переміщення вод Світового океану може призвести до охолодження географічної оболонки. На це слід зважати, роз робляючи глобальні екологічні моделі, та як на потенційний засіб регулювання температури.
Температура, °С
Температура. °С
Рис. 19.1. Океанський термоклін: а - загальна структура: І, II, III, IV - відповідно поверхневий, проміжний, глибинний та придонний шари океанської водної маси (штриховою лінією показано термоклін); б типові (за географічними поясами) криві вертикального розподілу тем ператури в океанській воді: І - полярний; 2 - субарктичний; 3 - суб арктичний атлантичний; 4 - субарктичний тихоокеанський; 5 - по мірний тропічний
Світовий океан - основний терморегулятор Землі. Океан є ніби акумулятором енергії атмосферних процесів. Лише в 4-метровому поверхневому шарі води Світового океану теплоти в 4 рази більше, ніж у всій тропосфері. Близько 3/4 нижньої атмосфери безпосередньо взаємодіє зі Світо вим океаном. Атмосфера в основному нагрівається Світовим океа ном знизу. У середньому в теплообміні океану з атмосферою та суходолом приймає участь шар води завтовшки близько 50 м. Завдяки великому запасу теплоти, нагромадженому Світовим океаном в цілому і в першу чергу - його жарким поясом (протягом року) та помірним поясом (посезонно), а також високої тепло ємності й плинності води - гідросфера править за глобальну “гріл ку” географічної оболонки. Вертикальний теплообмін океану з атмосферою призводить до перенесення частини теплоти на суходіл. Через ці взаємодії океан, атмосферу й суходіл доцільно розглядати як цілісну термодинаміч ну систему, що формує клімат Землі. В цілому Земля як планета втрачає майже стільки радіаційної енергії, скільки й одержує (рис. 19.2).
Надходження сонячної радіації Випромінювання радіації до верхньої межі стратосфери короткохвильової довгохвильової
будівництві виникають у зонах вічної мерзлоти - деформація ґрун ту тут викликає просідання та перекошування будівель, залізнич них полотен, шляхів. Важливою галуззю практичного використання теплового поля Землі є теплова енергія. Використання глибинного теплового по току не залежить від широти місцевості, пори року, доби, наявності хмар, від чого залежить використання, скажімо, сонячної радіації. Йдеться про використання гарячих (термальних) вод. У багатьох країнах світу термальні води використовуються для обігріву жи лих приміщень, виробничих споруд, при лікуванні людей. Промис лове використання термальні води знаходять в США, Італії, Ісландії, Угорщині, Новій Зеландії, Японії. Перша геотермальна електростанція - Паужетська, була споруджена на півдні Камчат ки (рис. 19.3).
океанічними течіями
Риє. 19.2. Середній річний тепловий баланс Землі (в
Лише мала її частина акумулюється в органічній речовині та геохімічних утвореннях. Тому вважається, що Земля перебуває у стані радіаційної рівноваги.
Ви переглядаєте статтю (реферат): «Термічна зональність геосфер» з дисципліни «Геофізична екологія»
