Bilanțele de radiații și căldură ale suprafeței pământului. Bilanțul termic al pământului Bilanțul termic al pământului din atmosferă Componentele echilibrului termic al suprafeței pământului

Pământul primește căldură prin absorbția radiației solare cu unde scurte din atmosferă și mai ales pe suprafața pământului. Radiația solară este practic singura sursă de căldură din sistemul „atmosferă-pământ”. Alte surse de căldură (căldura eliberată în timpul dezintegrarii elementelor radioactive din interiorul Pământului, căldură gravitațională etc.) dau în total doar o cinci miimi din căldura care intră în limita superioară a atmosferei din radiația solară Deci și atunci când se întocmește bilanţul termic ecuație, ele pot fi ignorate.

Căldura se pierde de la ieșire spaţiul mondial radiația cu undă scurtă reflectată din atmosfera Soa și de pe suprafața pământului SOP, și datorită radiației efective a suprafeței terestre a radiației cu undă lungă Ee și radiației atmosferice Ea.

Astfel, la limita superioară a atmosferei, echilibrul termic al Pământului ca planetă constă din transferul de căldură radiant (radiativ):

SO - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)

unde? Se, schimbarea conținutului de căldură al sistemului „atmosferă – Pământ” într-o perioadă de timp?

Luați în considerare termenii acestei ecuații pentru perioada anuală. Fluxul radiației solare la distanța medie a Pământului față de Soare este aproximativ egal cu 42,6-10° J/(m2-an). Din acest flux, Pământul primește o cantitate de energie egală cu produsul constantei solare I0 și aria secțiunii transversale a Pământului pR2, adică I0 pR2, unde R este raza medie a Pământului. Sub influența rotației Pământului, această energie este distribuită pe întreaga suprafață a globului, egală cu 4pR2. În consecință, valoarea medie a fluxului de radiație solară către suprafața orizontală a Pământului, fără a lua în considerare atenuarea acestuia de către atmosferă, este Iо рR2/4рR3 = Iо/4, sau 0,338 kW/m2. pe an pentru fiecare metru patrat suprafața limitei exterioare a atmosferei primește în medie aproximativ 10,66-109 J, sau 10,66 GJ energie solara, adică I® = 10,66 GJ/(m2*an).

Luați în considerare partea de cheltuieli a ecuației (1). Radiația solară care a ajuns la limita exterioară a atmosferei pătrunde parțial în atmosferă și este parțial reflectată de atmosferă și de suprafața pământului în spațiul mondial. Conform celor mai recente date, albedo-ul mediu al Pământului este estimat la 33%: este suma reflexiei de la nori (26%) și reflecției de pe suprafața subiacentă (7:%). Apoi radiația reflectată de nori Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 GJ / (m2 * an), suprafața pământului - SOP = 10,66 * 0,07 = 0,75 GJ / (m2 * an) și, în general, Pământul reflectă 3,52 GJ/ (m2*an).

Suprafața pământului, încălzită ca urmare a absorbției radiației solare, devine o sursă de radiații cu undă lungă care încălzește atmosfera. Suprafața oricărui corp care are o temperatură peste zero absolut radiază continuu energie termică. Suprafața pământului și atmosfera nu fac excepție. Conform legii Stefan-Boltzmann, intensitatea radiației depinde de temperatura corpului și de emisivitatea acestuia:

E = wT4, (2)

unde E este intensitatea radiației, sau autoradierea, W / m2; c este emisivitatea corpului relativ la un corp complet negru, pentru care c = 1; y - constanta lui Stefan - Boltzmann, egal cu 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T este temperatura absolută a corpului.

Valorile pentru diferite suprafețe variază de la 0,89 (suprafață netedă a apei) la 0,99 (iarbă densă verde). În medie, pentru suprafața pământului, v este luat egal cu 0,95.

Temperaturile absolute ale suprafeței terestre sunt cuprinse între 190 și 350 K. La astfel de temperaturi, radiația emisă are lungimi de undă de 4-120 microni și, prin urmare, este toată infraroșu și nu este percepută de ochi.

Radiația intrinsecă a suprafeței pământului - E3, calculată prin formula (2), este egală cu 12,05 GJ / (m2 * an), care este cu 1,39 GJ / (m2 * an), sau cu 13% mai mare decât radiația solară care a sosit la limita superioară a atmosferei S0. O revenire atât de mare a radiațiilor de către suprafața pământului ar duce la răcirea sa rapidă, dacă aceasta nu ar fi împiedicată prin absorbția radiațiilor solare și atmosferice de către suprafața pământului. infraroşu radiatii terestre, sau radiația proprie a suprafeței pământului, în intervalul de lungimi de undă de la 4,5 la 80 de microni este absorbită intens de vaporii de apă ai atmosferei și numai în intervalul de 8,5 - 11 microni trece prin atmosferă și intră în spațiul mondial. La rândul lor, vaporii de apă atmosferici emit și radiații infraroșii invizibile, cea mai mare parte din care sunt direcționate în jos spre suprafața pământului, iar restul merge în spațiul mondial. Radiația atmosferică care vine la suprafața pământului se numește contraradiația atmosferei.

Din contraradiația atmosferei, suprafața pământului absoarbe 95% din magnitudinea sa, deoarece, conform legii lui Kirchhoff, strălucirea unui corp este egală cu absorbția sa radiantă. Astfel, contraradiația atmosferei este o sursă importantă de căldură pentru suprafața pământului pe lângă radiația solară absorbită. Contraradiația atmosferei nu poate fi determinată direct și se calculează prin metode indirecte. Contraradiația atmosferei absorbită de suprafața terestră Eza = 10,45 GJ / (m2 * an). În ceea ce privește S0, este de 98%.

Contraradiația este întotdeauna mai mică decât cea a pământului. Prin urmare, suprafața pământului pierde căldură din cauza diferenței pozitive dintre radiația proprie și cea inversă. Diferența dintre autoradiația suprafeței pământului și contraradiația atmosferei se numește radiație efectivă (Ee):

Ee \u003d Ez - Eza (3)

schimbul de căldură solară pe pământ

Radiația eficientă este pierderea netă de energie radiantă și, prin urmare, de căldură, de la suprafața pământului. Această căldură care scapă în spațiu este de 1,60 GJ / (m2 * an), sau 15% din radiația solară care a ajuns la limita superioară a atmosferei (săgeata E3 din Fig. 9.1). În latitudinile temperate, suprafața pământului pierde prin radiația efectivă aproximativ jumătate din cantitatea de căldură pe care o primește din radiația absorbită.

Radiația atmosferei este mai complexă decât radiația de pe suprafața pământului. În primul rând, conform legii lui Kirchhoff, energia este emisă doar de acele gaze care o absorb, adică vaporii de apă, dioxidul de carbon și ozonul. În al doilea rând, radiația fiecăruia dintre aceste gaze are un caracter selectiv complex. Deoarece conținutul de vapori de apă scade odată cu înălțimea, cele mai puternice straturi ale atmosferei se află la altitudini de 6-10 km. Radiația cu undă lungă a atmosferei în spațiul mondial Еa=5,54 GJ/(m2*an), care reprezintă 52% din afluxul radiației solare către limita superioară a atmosferei. Radiația cu undă lungă a suprafeței pământului și a atmosferei care intră în spațiu se numește radiație de ieșire EU. În total, este egal cu 7,14 GJ/(m2*an), sau 67% din afluxul de radiație solară.

Înlocuind valorile găsite ale lui So, Soa, Sop, Ee și Ea în ecuația (1), obținem - ?Sz = 0, adică radiația de ieșire, împreună cu radiația de undă scurtă reflectată și împrăștiată Soz, compensează afluxul radiației solare către Pământ. Cu alte cuvinte, Pământul, împreună cu atmosfera, pierde atât de multă radiație cât primește și, prin urmare, se află într-o stare de echilibru radiativ.

Echilibrul termic al Pământului este confirmat de observațiile pe termen lung ale temperaturii: temperatura medie a Pământului variază puțin de la an la an și rămâne aproape neschimbată de la o perioadă de lungă durată la alta.

Bilanțul termic al Pământului, al atmosferei și al suprafeței pământului Pentru o perioadă lungă de timp, bilanțul termic zero, adică Pământul este în echilibru termic. I - radiație cu undă scurtă, II - radiație cu undă lungă, III - schimb neradiativ.

Radiația electromagnetică Radiația sau radiația este o formă de materie, alta decât materia. Un caz special de radiație este lumina vizibilă; dar radiațiile includ și razele gamma care nu sunt percepute de ochi, razele X, radiațiile ultraviolete și infraroșii, undele radio, inclusiv undele de televiziune.

Caracteristici undele electromagnetice Radiația se propagă în toate direcțiile de la sursa emițătorului sub formă de m unde electromagnetice cu viteza luminii într-un vid de aproximativ 300.000 km/s. Lungimea de undă este distanța dintre maximele (sau minimele) adiacente. m Frecvența de oscilație este numărul de oscilații pe secundă.

Lungimi de undă Radiație ultravioletă - lungime de undă de la 0,01 la 0,39 microni. Este invizibil, adică nu este perceput de ochi. Lumina vizibilă percepută de ochi, lungimi de undă 0,40 0,76 microni. Unde în jur de 0,40 µm – Violet, unde în jur de 0,76 µm - roșu. Între 0,40 și 0,76 microni este lumina tuturor culorilor din spectrul vizibil. Radiația infraroșie - undele > 0,76 microni și până la câteva sute de microni sunt invizibile pentru ochiul uman. În meteorologie, se obișnuiește să se distingă radiațiile cu unde scurte și cu unde lungi. Unda scurtă se numește radiație în intervalul de lungimi de undă de la 0,1 la 4 microni. P

Lungimi de undă descompuse lumină albă prismă într-un spectru continuu de culori în ea trec treptat una în alta. Este general acceptat că în anumite limite ale lungimii de undă (nm) radiația are următoarele culori: 390-440 - violet 440-480 albastru 480-510 - albastru 510-550 - verde 550-575 galben-verde 575-585 galben 585- 620 - portocaliu 630-770 - roșu

Percepția lungimii de undă Ochiul uman este cel mai sensibil la radiația galben-verde cu o lungime de undă de aproximativ 555 nm. Există trei zone de radiație: albastru-violet (lungime de undă 400-490 nm), verde (lungime 490-570 nm) roșu (lungime 580-720 nm). Aceste zone spectrale sunt, de asemenea, zonele de sensibilitate spectrală predominantă a detectorilor de ochi și trei straturi de film color.

ABSORȚIA RADIAȚIEI SOLARE ÎN ATMOSFERĂ Aproximativ 23% din radiația solară directă este absorbită în atmosferă. e Absorbția este selectivă: diferite gaze absorb radiația în diferite regiuni ale spectrului și în grade diferite. Azotul absoarbe R lungimi de undă foarte mici în partea ultravioletă a spectrului. Energia radiației solare în această parte a spectrului este complet neglijabilă, astfel încât absorbția de către azot nu are practic niciun efect asupra fluxului radiației solare. Oxigenul absoarbe mai mult, dar și foarte puțin - în două secțiuni înguste ale părții vizibile a spectrului și în partea ultravioletă. Ozonul absoarbe radiațiile solare ultraviolete și vizibile. Există foarte puțin în atmosferă, dar absoarbe radiația ultravioletă în straturile superioare ale atmosferei atât de puternic încât unde mai scurte de 0,29 microni nu se observă deloc în spectrul solar lângă suprafața pământului. Absorbția sa a radiației solare de către ozon ajunge la 3% din radiația solară directă.

ABSORȚIA RADIAȚIEI SOLARE ÎN ATMOSFERĂ CO 2 absoarbe puternic în spectrul infraroșu, dar conținutul său în atmosferă este foarte mic, astfel încât absorbția sa de radiație solară directă este în general mică. Vaporii de apă sunt principalul absorbant al radiațiilor, concentrați în troposferă. Absoarbe radiația în regiunile vizibile și infraroșii apropiate ale spectrului. Norii și impuritățile atmosferice (particulele de aerosoli) absorb radiația solară în diferite părți ale spectrului, în funcție de compoziția impurităților. Vaporii de apă și aerosolii absorb aproximativ 15%, norii 5% din radiație.

Bilanțul termic al Pământului Radiația împrăștiată trece prin atmosferă și este împrăștiată de moleculele de gaz. O astfel de radiație este de 70% la latitudinile polare și de 30% la tropice.

Bilanțul termic al Pământului 38% din radiația împrăștiată revine în spațiu. Oferă culoarea albastră cerului și difuzează lumina înainte și după apus.

Bilanțul termic al Pământului Direct + difuz = R total 4% este reflectat de atmosferă 10% este reflectat de suprafața pământului 20% este transformat în energie termică 24% este cheltuit pentru încălzirea aerului Pierderi totale căldura prin atmosferă reprezintă 58% din total

Advecția aerului Mișcarea aerului în direcție orizontală. Putem vorbi de advecție: mase de aer, căldură, vapori de apă, moment de mișcare, vârtej de viteză etc. fenomene atmosferice care apar ca urmare a advecţiei se numesc advective: ceţe advective, furtuni advective, îngheţuri advective etc.

ALBEDO 1. B în sens larg- reflectivitate la suprafață: apă, vegetație (pădure, stepă), teren arabil, nori etc. De exemplu, Albedo-ul coroanelor pădurii este de 10 - 15%, iarba - 20 - 25%, nisip - 30 - 35%, zăpadă proaspătă - 50 - 75% sau mai mult. 2. Albedo al Pământului - procentul de radiație solară reflectată de glob împreună cu atmosfera înapoi în spațiul lumii, până la radiația solară care a ajuns la limita atmosferei. A = O / P Revenirea radiației de către Pământ are loc prin reflexia de la suprafața pământului și norii de radiații cu undă lungă, precum și prin împrăștierea radiației directe cu unde scurte de către atmosferă. Suprafața de zăpadă are cea mai mare reflectivitate (85%). Albedo-ul Pământului este de aproximativ 42%

Consecințele inversării Când procesul normal de convecție se oprește, stratul inferior al atmosferei este poluat Fumul de iarnă în orașul Shanghai, limita distribuției verticale a aerului este clar vizibilă

Inversarea temperaturii Scufundarea aerului rece creează o stare de echilibru a atmosferei. Fumul de la coș nu poate depăși masa de aer care coboară

Cursa de presiune aerul atmosferic. 760 mm tr. Artă. = 1033 Pa presiune atmosferică

Apa în atmosferă Volumul total este de 12 - 13 mii km 3 de vapori de apă. Evaporarea de la suprafața oceanului 86% Evaporarea de la suprafața continentelor 14% Cantitatea de vapori de apă scade odată cu înălțimea, dar intensitatea acestui proces depinde de: temperatura și umiditatea suprafeței, viteza vântului și presiunea atmosferică

Caracteristicile umidității atmosferice Umiditatea aerului este cantitatea de vapori de apă din aer. Umiditatea absolută a aerului - conținutul de vapori de apă (g) la 1 m 3 de aer sau presiunea acestuia (mm Hg) Umiditatea relativă - gradul de saturație a aerului cu vapori de apă (%)

Caracteristicile umidității atmosferice Saturația maximă a umidității este limita conținutului de vapori de apă din aer la o anumită temperatură. Punct de rouă - temperatura la care vaporii de apă din aer îl saturează (τ)

Caracteristicile umidității atmosferice Evaporare - evaporarea reală de pe o suprafață dată la o temperatură dată Evaporare - evaporarea maximă posibilă la o temperatură dată

Caracteristici umiditate atmosferică Nad suprafața apei Evaporarea este egală cu evaporarea, pe uscat - cu mult mai puțin. La temperaturi ridicate, umiditatea absolută crește, umiditatea relativă rămâne aceeași dacă nu este suficientă apă.

Caracteristici umiditate atmosferică În aer rece, cu umiditate absolută scăzută, umiditatea relativă poate ajunge la 100%. Precipitațiile cad când se atinge punctul de rouă. În climă rece, chiar și la umiditate relativă foarte scăzută.

Cauzele modificărilor umidității aerului 1. ZONALITATEA Umiditatea absolută scade de la ecuator (20 - 30 mm) până la poli (1 - 2 mm). Umiditatea relativă se modifică puțin (70 - 80%).

Cauzele modificărilor umidității aerului 2. Cursul anual al umidității absolute corespunde cu evoluția temperaturilor: cu cât mai cald, cu atât mai mare.

CLASIFICAREA INTERNAȚIONALĂ A NORILOR Norii sunt împărțiți în 10 forme principale (genuri) în funcție de aspect. În principalele genuri, există: specii, soiuri și alte caracteristici; precum şi forme intermediare. g Nebulozitatea se măsoară în puncte: 0 - fără nori; 10 - cerul este complet acoperit cu nori.

CLASIFICAREA INTERNAȚIONALĂ A NORILOR Tipuri de nori nume rusesc nume latin I Cirrus Cirrus (Ci) II Cirrocumulus (Cc) III Cirrostratus (Cs) IV Altocumulus (Ac) Altostratus (As) VI Nimbostratus (Ns) VI Nimbostratus (Ns) VII Stratocumulus (Sc) VIII Stratus Stratus (St) IX Cumulus Cumulus ( Cu) X Cumulonimbus Cumulonimbus (Cb) Înălțimea treptei H = 7 – 18 km H = 2 – 8 km H = până la 2 km

Nori de la nivelul inferior. Norii Stratostratus au aceeași origine ca și Altostratus. Cu toate acestea, stratul lor este de câțiva kilometri. Acești nori se află în nivelurile inferioare, mijlocii și adesea superioare. În partea superioară sunt formate din picături mici și fulgi de nea, în partea inferioară pot conține picături mari și fulgi de nea. Prin urmare, stratul acestor nori are o culoare gri închis. Soarele și luna nu strălucesc prin ea. De regulă, ploaia acoperită sau zăpada cade din norii stratocinimbus, ajungând la suprafața pământului.

Nori de nivel mediu Norii altocumulus sunt straturi de nori sau creste de culoare albă sau gri (sau ambele). Aceștia sunt nori destul de subțiri, care mai mult sau mai puțin ascund soarele. Straturile sau crestele constau din arbori plate, discuri, plăci, adesea dispuse în rânduri. În ele apar fenomene optice - coroane, irizații - colorare irizată a marginilor norilor îndreptate spre soare. Irisa indică faptul că norii altocumulus sunt formați din picături foarte mici, uniforme, de obicei suprarăcite.

Nori de nivel mediu Fenomene optice în nori Altocumulus Nori Coroane în nori Irizare nori Halo

Nori superiori Aceștia sunt cei mai înalți nori din troosferă, se formează la cele mai scăzute temperaturi și constau din cristale de gheata, sunt albe, translucide și ascund puțin lumina soarelui.

Compoziția de fază a norilor Nori de apă (picături), formați numai din picături. Ele pot exista nu numai la temperaturi pozitive, ci și la cele negative (-100 C și mai jos). În acest caz, picăturile sunt într-o stare suprarăcită, ceea ce este destul de obișnuit în condiții atmosferice. c Nori amestecați constând dintr-un amestec de nori suprarăciți și cristale de gheață. Ele pot exista, de regulă, la temperaturi de la -10 la -40°C. Nori de gheață (cristalini), formați numai din gheață și cristale. Predomină, de regulă, la temperaturi sub 30°C.

Diferența dintre radiația solară absorbită și radiația efectivă este balanța radiațiilor, sau radiația reziduală a suprafeței pământului (B). Bilanțul radiațiilor, mediat pe întreaga suprafață a Pământului, poate fi scris ca formula B = Q * (1 - A) - E eff sau B = Q - R k - E eff. Figura 24 prezintă un procent aproximativ diferite feluri radiații implicate în balanța radiațiilor și a căldurii. Este evident că suprafața Pământului absoarbe 47% din toată radiația care a ajuns pe planetă, iar radiația efectivă este de 18%. Astfel, bilanţul radiaţiilor, mediat pe suprafaţa întregului Pământ, este pozitiv şi se ridică la 29%.

Orez. 24. Schema balanțelor radiațiilor și termice ale suprafeței pământului (după K. Ya. Kondratiev)

Distribuția balanței radiațiilor pe suprafața pământului este foarte complexă. Cunoașterea tiparelor acestei distribuții este extrem de importantă, deoarece sub influența radiațiilor reziduale se formează regimul de temperatură al suprafeței subiacente și al troposferei și clima Pământului în ansamblu. Analiza hărților bilanțului de radiații al suprafeței terestre pentru anul (Fig. 25) conduce la următoarele concluzii.

Suma anuală a balanței radiațiilor de pe suprafața Pământului este aproape peste tot pozitivă, cu excepția platourilor de gheață din Antarctica și Groenlanda. Valorile sale anuale scad zonal și regulat de la ecuator la poli, în conformitate cu factorul principal - radiația totală. Mai mult, diferența dintre valorile balanței radiațiilor dintre ecuator și poli este mai semnificativă decât diferența dintre valorile radiației totale. Prin urmare, zonalitatea bilanţului de radiaţii este foarte pronunţată.

Următoarea regularitate a balanței radiațiilor este creșterea acestuia în timpul tranziției de la uscat la ocean cu discontinuități și amestecarea izoliniilor de-a lungul coastei. Această caracteristică este mai bine pronunțată la latitudinile ecuatorial-tropicale și se netezește treptat către cele polare.Echilibrul mai mare de radiații peste oceane se explică prin albedo-ul mai scăzut al apei, în special la latitudinile ecuatorial-tropicale, și prin radiația efectivă redusă. din cauza temperaturii mai scăzute a suprafeței Oceanului și a conținutului semnificativ de umiditate al aerului și a nebulozității Datorită valorilor crescute ale balanței radiațiilor și suprafeței mari a Oceanului de pe planetă (71%), este el care joacă rolul principal în regimul termic al Pământului.Și diferența în balanța radiațiilor oceanelor și continentelor determină influența reciprocă constantă și profundă a acestora unul asupra celuilalt la toate latitudinile.

Orez. 25. Bilanțul de radiații al suprafeței terestre pentru anul [MJ / (m 2 X an)] (după S. P. Khromov și M. A. Petrosyants)

Modificările sezoniere ale bilanţului radiaţiilor la latitudinile ecuatorial-tropicale sunt mici (Fig. 26, 27). Acest lucru are ca rezultat mici fluctuații de temperatură pe tot parcursul anului. Prin urmare, anotimpurile anului sunt determinate acolo nu de cursul temperaturilor, ci de regimul anual de precipitații. În latitudinile extratropicale, există modificări calitative ale balanței radiațiilor de la valori pozitive la valori negative în timpul anului. Vara, pe vaste întinderi de latitudini temperate și parțial înalte, valorile bilanțului radiațiilor sunt semnificative (de exemplu, în iunie pe pământul din apropierea Cercului Arctic sunt aceleași ca în deșerturile tropicale) și fluctuațiile acestuia în latitudinile sunt relativ mici. Acest lucru se reflectă în regimul de temperatură și, în consecință, în slăbirea circulației interlatitudinale în această perioadă. Iarna, pe întinderi mari, balanța radiațiilor este negativă: linia balanței radiațiilor zero a lunii cele mai reci trece peste pământ aproximativ de-a lungul a 40 ° latitudine, peste oceane - de-a lungul a 45 °. Condițiile termobarice diferite în timpul iernii duc la activarea proceselor atmosferice în zonele de latitudine temperată și subtropicală. Bilanțul negativ al radiațiilor iarna la latitudinile temperate și polare este parțial compensat de afluxul de căldură din aer și mase de apă de la latitudini ecuatorial-tropicale. Spre deosebire de latitudinile joase din latitudinile temperate și înalte, anotimpurile anului sunt determinate în primul rând de condițiile termice care depind de balanța radiațiilor.

Orez. 26. Bilanțul de radiații al suprafeței terestre pentru luna iunie [în 10 2 MJ / (m 2 x M es.) |

În munții de toate latitudinile, distribuția balanței radiațiilor este complicată de influența înălțimii, a duratei stratului de zăpadă, a expunerii la insolație a versanților, a înnorării etc. În general, în ciuda valorilor crescute ale radiației totale în munți , echilibrul radiațiilor este mai scăzut acolo datorită albedo-ului zăpezii și gheții, creșterii proporției de radiații efective și altor factori.

Atmosfera Pământului are propriul său echilibru de radiații. Sosirea radiațiilor în atmosferă se datorează absorbției atât a radiației solare cu undă scurtă, cât și a radiației terestre cu undă lungă. Radiația este consumată de atmosferă cu contraradiație, care este complet compensată de radiația terestră și datorită radiațiilor emise. Potrivit experților, bilanțul de radiații al atmosferei este negativ (-29%).

În general, echilibrul de radiații al suprafeței și atmosferei Pământului este 0, adică Pământul se află într-o stare de echilibru radiativ. Cu toate acestea, excesul de radiații pe suprafața Pământului și lipsa acesteia în atmosferă fac să ne punem întrebarea: de ce, cu un exces de radiații, suprafața Pământului nu se incinerează, iar atmosfera, cu deficiența ei, nu îngheață la o temperatură de zero absolut? Cert este că între suprafața Pământului și atmosferă (precum și între suprafața și straturile adânci ale Pământului și apă) există metode non-radiative de transfer de căldură. Primul este conductivitatea termică moleculară și transferul de căldură turbulent (H), în timpul căruia atmosfera este încălzită și căldura este redistribuită în ea vertical și orizontal. De asemenea, straturile adânci ale pământului și ale apei sunt încălzite. Al doilea este schimbul de căldură activ, care are loc atunci când apa trece dintr-o stare de fază în alta: în timpul evaporării, căldura este absorbită, iar în timpul condensării și sublimării vaporilor de apă, se eliberează căldura latentă de vaporizare (LE).

Sunt metode non-radiative de transfer de căldură care echilibrează balanța radiațiilor de pe suprafața pământului și atmosfera, aducând atât la zero, cât și prevenind supraîncălzirea suprafeței și suprarăcirea atmosferei terestre. Suprafața pământului pierde 24% din radiație ca urmare a evaporării apei (și, respectiv, atmosfera primește aceeași cantitate datorită condensării și sublimării ulterioare a vaporilor de apă sub formă de nori și ceață) și 5% din radiații atunci când atmosfera este încălzit de la suprafața pământului. În total, aceasta reprezintă exact 29% din radiații care sunt excesive pe suprafața pământului și care lipsesc în atmosferă.

Orez. 27. Bilanțul de radiații al suprafeței terestre pentru luna decembrie [în 10 2 MJ / (m 2 x M es.)]

Orez. 28. Componente ale bilanţului termic al suprafeţei pământului în timpul zilei (conform lui S. P. Khromov)

Suma algebrică a tuturor veniturilor și cheltuielilor de căldură pe suprafața pământului și în atmosferă se numește bilanțul termic; bilanţul radiaţiilor este astfel cea mai importantă componentă a bilanţului termic. Ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței pământului are forma:

B – LE – P±G = 0,

unde B este bilanţul de radiaţii al suprafeţei pământului, LE este consumul de căldură pentru evaporare (L este căldura specifică evaporare, £ este masa apei evaporate), Р este schimbul de căldură turbulent între suprafața de bază și atmosferă, G este schimbul de căldură cu suprafața subiacentă (Fig. 28). Pierderea de căldură de suprafață pentru încălzirea stratului activ în timpul zilei și verii este aproape complet compensată de fluxul său înapoi de la adâncime la suprafață noaptea și iarna, prin urmare, temperatura medie anuală pe termen lung a straturilor superioare ale solului. iar apa Oceanului Mondial este considerată constantă, iar G pentru aproape orice suprafață poate fi considerat egal cu zero. Prin urmare, în concluzia pe termen lung, bilanțul anual de căldură al suprafeței terestre și al Oceanului Mondial este cheltuit pentru evaporare și schimb de căldură între suprafața de bază și atmosferă.

Distribuția balanței termice pe suprafața Pământului este mai complexă decât cea a radiațiilor din cauza numeroșilor factori care o afectează: înnorare, precipitații, încălzire la suprafață etc. La diferite latitudini, valorile balanței termice diferă de la 0 într-o direcție sau alta. : la latitudini mari este negativ, iar la joase - pozitiv. Lipsa de căldură în regiunile polare nordice și sudice este compensată de transferul acesteia de la latitudini tropicale în principal cu ajutorul curenților oceanici și al maselor de aer, stabilindu-se astfel echilibrul termic între diferitele latitudini ale suprafeței terestre.

Bilanțul termic al atmosferei se scrie după cum urmează: –B + LE + P = 0.

Evident, regimurile termice reciproc complementare ale suprafeței Pământului și ale atmosferei se echilibrează reciproc: toată radiația solară care intră pe Pământ (100%) este echilibrată de pierderea radiației Pământului datorită reflexiei (30%) și radiației (70%), prin urmare , în general, termic Echilibrul Pământului, ca și cel de radiație, este egal cu 0. Pământul se află în echilibru radiant și termic, iar orice încălcare a acestuia poate duce la supraîncălzirea sau răcirea planetei noastre.

Natura bilanţului termic şi a acestuia nivel de energie determina caracteristicile și intensitatea majorității proceselor care au loc în plicul geograficși, mai ales, regimul termic al troposferei.

Să luăm în considerare, alături de atmosferă, regimul termic al stratului activ al Pământului. Stratul activ este un astfel de strat de sol sau apă, a cărui temperatură suferă fluctuații zilnice și anuale. Observațiile arată că pe uscat, fluctuațiile zilnice se propagă la o adâncime de 1 - 2 m, fluctuațiile anuale - la un strat de câteva zeci de metri. În mări și oceane, grosimea stratului activ este de zece ori mai mare decât pe uscat. Legătura dintre regimurile termice ale atmosferei și stratul activ al Pământului se realizează folosind așa-numita ecuație de echilibru termic a suprafeței pământului. Această ecuație a fost folosită pentru prima dată în 1941 pentru a construi teoria variației zilnice a temperaturii aerului de către A.A. Dorodnitsyn. În anii următori, ecuația echilibrului termic a fost utilizată pe scară largă de mulți cercetători pentru a studia proprietăți diverse stratul de suprafață al atmosferei, până la o evaluare a modificărilor care se vor produce sub influența influențelor active, de exemplu, asupra stratului de gheață din Arctica. Să ne oprim asupra derivării ecuației pentru bilanţul termic al suprafeţei pământului. Radiația solară care a ajuns la suprafața pământului este absorbită pe uscat într-un strat subțire, a cărui grosime va fi notată cu (Fig. 1). Pe lângă fluxul de radiație solară, suprafața pământului primește căldură sub forma unui flux de radiație infraroșie din atmosferă, pierde căldură prin propria radiație.

Orez. unu.

În sol, fiecare dintre aceste fluxuri suferă o schimbare. Dacă într-un strat elementar cu o grosime (- adâncimea numărată de la suprafață în adâncimea solului) fluxul Ф s-a modificat cu dФ, atunci putem scrie

unde a este coeficientul de absorbție, este densitatea solului. Integrând ultima relație în intervalul de la până, obținem

unde este adâncimea la care debitul scade cu un factor de e comparativ cu debitul Ф(0) la. Împreună cu radiația, transferul de căldură se realizează prin schimbul turbulent al suprafeței solului cu atmosfera și schimbul molecular cu straturile de sol subiacente. Sub influența schimbului turbulent, solul pierde sau primește o cantitate de căldură egală cu

În plus, apa se evaporă de la suprafața solului (sau vaporii de apă se condensează), ceea ce consumă cantitatea de căldură

Fluxul molecular prin limita inferioară a stratului este scris ca

unde este coeficientul de conductivitate termică a solului, este capacitatea termică specifică a acestuia, este coeficientul de difuzivitate termică moleculară.

Sub influența afluxului de căldură, temperatura solului se modifică, iar la temperaturi apropiate de 0, gheața se topește (sau apa îngheață). Pe baza legii conservării energiei într-o coloană verticală de sol, putem nota grosimea.

În ecuația (19), primul termen din partea stângă este cantitatea de căldură cheltuită pentru modificarea conținutului de căldură cm 3 al solului pe unitatea de timp, a doua cantitate de căldură folosită pentru a topi gheața (). În partea dreaptă, toate fluxurile de căldură care intră în stratul de sol prin limitele superioare și inferioare sunt luate cu semnul „+”, iar cele care părăsesc stratul sunt luate cu semnul „-”. Ecuația (19) este ecuația de echilibru termic pentru grosimea stratului de sol. În așa vedere generala această ecuație nu este altceva decât ecuația câștigului de căldură scrisă pentru un strat de grosime finită. Nu este posibil să se extragă din acesta nicio informație suplimentară (față de ecuația de aflux de căldură) privind regimul termic al aerului și al solului. Cu toate acestea, este posibil să se indice mai multe cazuri speciale ale ecuației de echilibru termic, când poate fi utilizată independent de ecuatii diferentiale condiție de frontieră. În acest caz, ecuația de echilibru termic face posibilă determinarea temperaturii necunoscute a suprafeței pământului. Următoarele sunt astfel de cazuri speciale. Pe un teren care nu este acoperit cu zăpadă sau gheață, valoarea, așa cum sa indicat deja, este destul de mică. În același timp, raportul față de fiecare dintre cantitățile care sunt de ordinul intervalului molecular este destul de mare. Ca urmare, ecuația pentru teren în absența proceselor de topire a gheții poate fi scrisă cu un grad suficient de acuratețe sub forma:

Suma primilor trei termeni din ecuația (20) nu este altceva decât balanța de radiații R a suprafeței terestre. Astfel, ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței terestre ia forma:

Ecuația bilanțului termic în forma (21) este utilizată ca condiție limită în studiul regimului termic al atmosferei și solului.

Bilanțul radiațiilor este diferența dintre fluxul și fluxul de energie radiantă absorbită și emisă de suprafața Pământului.

Bilanțul radiațiilor - suma algebrică a fluxurilor de radiații într-un anumit volum sau pe o anumită suprafață. Vorbind despre bilanțul de radiații al atmosferei sau despre sistemul „Pământ - atmosferă”, cel mai adesea se referă la bilanțul de radiații al suprafeței pământului, care determină transferul de căldură la limita inferioară a atmosferei. Reprezintă diferența dintre radiația solară totală absorbită și radiația efectivă a suprafeței pământului.

Bilanțul radiațiilor este diferența dintre energia radiantă de intrare și de ieșire absorbită și emisă de suprafața Pământului.

Bilanțul radiațiilor este cel mai important factor climatic, deoarece distribuția temperaturii în sol și în straturile de aer adiacente acestuia depinde în mare măsură de valoarea acestuia. Depinde de el proprietăți fizice masele de aer care se deplasează pe Pământ, precum și intensitatea evaporării și a topirii zăpezii.

Distribuția valorilor anuale ale balanței radiațiilor pe suprafața globului nu este aceeași: la latitudini tropicale, aceste valori ajung până la 100 ... 120 kcal/(cm2-an), iar maximul ( până la 140 kcal/(cm2-an)) sunt observate în largul coastei de nord-vest a Australiei). În regiunile deșertice și aride, valorile balanței radiațiilor sunt mai mici în comparație cu zonele cu umiditate suficientă și excesivă la aceleași latitudini. Acest lucru este cauzat de o creștere a albedo-ului și de o creștere a radiației efective din cauza uscăciunii ridicate a aerului și a tulburării scăzute. În latitudinile temperate, valorile balanței radiațiilor scad rapid odată cu creșterea latitudinii datorită scăderii radiației totale.

În medie, pe parcursul anului, sumele bilanţului radiaţiilor pe întreaga suprafaţă a globului se dovedesc a fi pozitive, cu excepţia zonelor cu acoperire permanentă de gheaţă (Antarctica, Partea centrală Groenlanda etc.).

Energia, măsurată prin valoarea balanței radiațiilor, este parțial cheltuită pentru evaporare, parțial transferată în aer și, în cele din urmă, o anumită cantitate de energie intră în sol și merge să-l încălzească. Astfel, intrarea-ieșirea totală de căldură pentru suprafața Pământului, numită balanța termică, poate fi reprezentată ca următoarea ecuație:

Aici B este balanța radiațiilor, M este fluxul de căldură dintre suprafața Pământului și atmosferă, V este consumul de căldură pentru evaporare (sau eliberarea de căldură în timpul condensului), T este schimbul de căldură între suprafața solului și straturile adânci.

Figura 16 - Impactul radiației solare asupra suprafeței Pământului

În medie, pe parcursul anului, solul degajă practic la fel de multă căldură aerului cât primește, prin urmare, în concluziile anuale, schimbul de căldură în sol este zero. Consumul de căldură pentru evaporare este distribuit pe suprafața globului foarte neuniform. Pe oceane, ele depind de cantitatea de energie solară care ajunge la suprafața oceanului, precum și de natura curenților oceanici. Curenții caldi cresc consumul de căldură pentru evaporare, în timp ce cei reci îl reduc. Pe continente, costul căldurii pentru evaporare este determinat nu numai de cantitatea de radiație solară, ci și de rezervele de umiditate conținute în sol. Cu o lipsă de umiditate, determinând o reducere a evaporării, costurile de căldură pentru evaporare sunt reduse. Prin urmare, în deșerturi și semi-deșerturi, acestea sunt semnificativ reduse.

Practic, singura sursă de energie pentru toată lumea procese fizice care se dezvoltă în atmosferă este radiația solară. caracteristica principală regimul de radiație al atmosferei așa-numitul. efect de seră: atmosfera absoarbe slab radiația solară cu unde scurte (cea mai mare parte ajunge la suprafața pământului), dar întârzie radiația cu unde lungi (toate infraroșii) Radiație termala suprafața pământului, ceea ce reduce semnificativ transferul de căldură al Pământului în spațiul cosmic și îi crește temperatura.

Radiația solară care intră în atmosferă este parțial absorbită în atmosferă, în principal de vapori de apă, dioxid de carbon, ozon și aerosoli și este împrăștiat de particulele de aerosoli și de fluctuațiile densității atmosferice. Datorită împrăștierii energiei radiante a Soarelui în atmosferă, se observă nu numai radiația solară directă, ci și radiația împrăștiată, împreună ele constituie radiația totală. Ajungând la suprafața pământului, radiația totală este reflectată parțial de pe acesta. Cantitatea de radiație reflectată este determinată de reflectivitatea suprafeței subiacente, așa-numita. albedo. Datorită radiației absorbite, suprafața pământului se încălzește și devine o sursă a propriei radiații cu undă lungă îndreptată spre atmosferă. La rândul său, atmosfera emite și radiații cu undă lungă îndreptate către suprafața pământului (așa-numita contraradiație a atmosferei) și spațiul cosmic (așa-numita radiație de ieșire). Schimbul rațional de căldură între suprafața pământului și atmosferă este determinat de radiația efectivă - diferența dintre radiația proprie de suprafață a Pământului și contraradiația atmosferică absorbită de acesta. Diferența dintre radiația de unde scurte absorbită de suprafața pământului și radiația efectivă se numește bilanțul radiațiilor.

Transformările energiei radiației solare după absorbția acesteia pe suprafața pământului și în atmosferă constituie echilibrul termic al Pământului. Principala sursă de căldură pentru atmosferă este suprafața pământului, care absoarbe cea mai mare parte a radiației solare. Deoarece absorbția radiației solare în atmosferă este mai mică decât pierderea de căldură din atmosferă în spațiul lumii prin radiația cu undă lungă, consumul de căldură radiativă este compensat de afluxul de căldură în atmosferă de la suprafața pământului sub formă a transferului turbulent de căldură și a sosirii căldurii ca urmare a condensării vaporilor de apă în atmosferă. Deoarece cantitatea totală de condensare din întreaga atmosferă este egală cu cantitatea de precipitații, precum și cu cantitatea de evaporare de pe suprafața pământului, afluxul de căldură de condensare în atmosferă este numeric egal cu căldura cheltuită la evaporare pe suprafața pământului. suprafaţă.