Radiația și echilibrul termic al pământului. Fluctuațiile sezoniere ale balanței radiațiilor

Diferența dintre radiația solară absorbită și radiația efectivă constituie 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 procentul aproximativ al diferitelor tipuri de radiații implicate în balanța radiațiilor și a căldurii. Este evident că suprafața Pământului absoarbe 47% din toate radiațiile care intră 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 (conform K. Ya. Kondratiev)

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

Suma anuală a balanței radiațiilor de suprafață a Pământului este pozitivă aproape peste tot, cu excepția platourilor de gheață din Antarctica și Groenlanda. Valorile sale anuale scad zonal și natural de la ecuator la poli în funcție de factorul principal - radiația totală. În plus, diferența dintre valorile balanței radiațiilor dintre ecuator și poli este mai mare decât diferența dintre valorile radiației totale. Prin urmare, zonalitatea bilanţului de radiaţii este exprimată foarte clar.

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 exprimată în latitudinile ecuatorial-tropicale și se netezește treptat spre cele polare. Echilibrul mai mare de radiații peste oceane se explică prin albedo mai scăzut al apei, în special în latitudinile ecuatorial-tropicale, și radiația eficientă redusă din cauza temperaturilor mai scăzute la suprafața oceanului. și conținut semnificativ de umiditate în aer și tulburări din cauza valorilor crescute ale balanței radiațiilor și suprafata mare Oceanul de pe planetă (71%) joacă un rol principal în regimul termic al Pământului. Iar 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 Xan)] (conform S.P. Khromov și M.A. Petrosyants)

Modificările sezoniere ale bilanţului radiaţiilor la latitudinile ecuatorial-tropicale sunt mici (Fig. 26, 27). Consecința acestui fapt este ușoare fluctuații de temperatură pe parcursul anului. Prin urmare, anotimpurile anului sunt determinate nu de cursul temperaturilor, ci de regimul anual de precipitații. În latitudinile extratropicale, pe parcursul anului apar modificări calitative ale balanței radiațiilor de la valori pozitive la valori negative. Vara, pe zone vaste de latitudini temperate și parțial înalte, valorile bilanțului radiațiilor sunt semnificative (de exemplu, în iunie, pe pământul din apropierea Cercului polar, sunt aceleași ca în deșerturile tropicale), iar fluctuațiile sale între latitudini sunt relativ mic. Acest lucru se reflectă în regimul de temperatură și, în consecință, în slăbirea circulației interlatitudinale în această perioadă. În timpul iernii, pe întinderi mari, balanța radiațiilor este negativă: linia balanței radiațiilor zero a lunii cele mai friguroase străbate pământul de aproximativ 40° latitudine, peste oceane – de-a lungul 45°. Condițiile termobarice diferite duc la activarea proceselor atmosferice în zonele de latitudine temperată și subtropicală iarna. 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, la latitudinile temperate și înalte anotimpurile anului sunt determinate în primul rând de condițiile termice, în funcție 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 altitudinii, 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, balanța radiațiilor acolo este mai scăzută din cauza albedo-ului zăpezii și gheții și a creșterii proporției de radiații efective și a altor factori.

Atmosfera Pământului are propriul său echilibru de radiații. Intrarea radiațiilor în atmosferă are loc datorită absorbției atât a radiației solare cu undă scurtă, cât și a radiației terestre cu undă lungă. Radiația este consumată de atmosferă datorită radiației contrare, care este complet compensată de radiația terestră și datorită radiațiilor emise. Conform calculelor specialiștilor, 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, un exces de radiații pe suprafața Pământului și o lipsă a acesteia în atmosferă ne obligă să ne punem întrebarea: de ce, cu un exces de radiații, suprafața Pământului nu se incinerează și de ce 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 apei) există metode neradiative de transfer de căldură. Primul este conductivitatea termică moleculară și schimbul de căldură turbulent (H), în timpul căruia atmosfera este încălzită și căldura este redistribuită vertical și orizontal în ea. Straturile adânci de pământ și apă sunt, de asemenea, încălzite. Al doilea este schimbul de căldură activ, care are loc atunci când apa trece de la o stare de fază la 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 de radiații a suprafeței pământului și a atmosferei, aducând atât la zero, cât și prevenind supraîncălzirea suprafeței și suprarăcirea atmosferei pământului. Suprafața pământului pierde 24% din radiație ca urmare a evaporării apei (și atmosfera, în consecință, primește aceeași cantitate datorită condensării și sublimării ulterioare a vaporilor de apă sub formă de nori și ceață) și 5% din radiație atunci când atmosfera este încălzită de la suprafața pământului. În total, aceasta înseamnă aceleași 29% din radiații care sunt în exces pe suprafața pământului și care lipsesc în atmosferă.

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

Orez. 28. Ingrediente echilibru termic suprafața pământului în timpul zilei (conform lui S.P. Khromov)

Suma algebrică a tuturor intrărilor și ieșirilor de căldură pe suprafața pământului și în atmosferă se numește bilanțul termic; Bilanțul de radiații este astfel cea mai importantă componentă a bilanţului termic. Ecuația de echilibru termic pentru suprafața pământului are forma:

B – LE – P±G = 0,

unde B este balanța de radiații a suprafeței pământului, LE este pierderea de căldură pentru evaporare (L – căldură specifică evaporare, £ – masa de apă evaporată), P – schimb de căldură turbulent între suprafața subiacentă și atmosferă, G – schimbul de căldură cu suprafața subiacentă (Fig. 28). Pierderea de căldură de către suprafață pentru încălzirea stratului activ în timpul zilei și verii este aproape complet compensată de fluxul acesteia înapoi de la adâncime la suprafață noaptea și iarna, prin urmare temperatura medie anuală pe termen lung a straturilor superioare ale solul și apa Oceanului Mondial este considerat constant și G pentru aproape orice suprafață poate fi considerat egal cu zero. Prin urmare, într-o concluzie 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 de căldură pe suprafața Pământului este mai complexă decât balanța radiațiilor, datorită numeroșilor factori care îl influențează: înnorare, precipitații, încălzire la suprafață etc. La diferite latitudini, valorile balanței termice diferă de 0 în într-o direcție sau alta: la latitudini mari este negativ, iar la niveluri scăzute – pozitiv. Lipsa de căldură în regiunile polare nordice și sudice este compensată de transferul acesteia de la latitudini tropicale în principal cu ajutorul curenții oceaniciși masele de aer, stabilind astfel echilibrul termic între diferitele latitudini ale suprafeței pământului.

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

Este evident că regimurile termice 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 balanța radiațiilor, este egal cu 0. Pământul se află în echilibru radiativ și termic, iar orice încălcare a acestuia poate duce la supraîncălzirea sau răcirea planetei noastre.

Natura bilanțului termic și nivelul său de energie determină caracteristicile și intensitatea majorității proceselor care au loc în anvelopa geografică și, mai ales, regimul termic al troposferei.

Pământul primește căldură prin absorbția radiației solare cu unde scurte în atmosferă și în special la suprafața Pământului. Radiația solară este practic singura sursă de căldură care intră în sistemul atmosferă-pământ. Alte surse de căldură (căldura eliberată în timpul dezintegrarii elementelor radioactive din interiorul Pământului, căldură gravitațională etc.) furnizează în total doar o cinci miimi din căldura care ajunge la limita superioară a atmosferei din radiația solară Deci și poate fi ignorată atunci când alcătuirea ecuaţiei bilanţului termic .

Căldura se pierde odată cu evadarea radiațiilor cu undă scurtă în spațiu, reflectată din atmosfera Soa și de pe suprafața pământului SOP, și datorită emisiei efective de radiație cu undă lungă Ee de către suprafața pământului și radiația atmosferică Ea.

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

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

unde?Se, modificarea conţinutului de căldură al sistemului „atmosferă-Pământ” într-o perioadă de timp?t.

Să luăm în considerare termenii acestei ecuații pe o perioadă anuală. Fluxul radiației solare la distanța medie a Pământului față de Soare este de aproximativ 42,6-10° J/(m2-an). Din acest flux Pământul primește o cantitate de energie egală cu produsul constantei solare I0 cu 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 4рR2. În consecință, valoarea medie a fluxului de radiație solară pe 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 parcursul unui an, fiecare metru pătrat de suprafață a limitei exterioare a atmosferei primește în medie aproximativ 10,66-109 J, sau 10,66 GJ de energie solară, adică I® = 10,66 GJ/(m2*an).

Să luăm în considerare partea de consum a ecuației (1). Radiația solară care ajunge la limita exterioară a atmosferei pătrunde parțial în atmosferă și este parțial reflectată de atmosferă și de suprafața pământului în spațiul cosmic. Conform celor mai recente date, albedo-ul mediu al Pământului este estimat la 33%: este format din reflexia de la nori (26%) și reflexia de la suprafața subiacentă (7:%). Atunci radiația reflectată de nori este Soa = 10,66*0,26 = 2,77 GJ/(m2*an), de 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 emite în mod 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 = vuT4, (2)

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

Valorile pentru diferite suprafețe variază de la 0,89 (suprafața netedă a apei) la 0,99 (iarbă densă verde). În medie, pentru suprafața pământului, în este luată egală 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, toate sunt infraroșii și nu sunt percepute de ochi.

Radiația intrinsecă a suprafeței terestre - E3, calculată după 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 primită. la limita superioară a atmosferei S0. O eliberare atât de mare de radiații de către suprafața pământului ar duce la răcirea sa rapidă dacă aceasta nu ar fi împiedicată prin procesul de absorbție a radiațiilor solare și atmosferice de către suprafața pământului. Radiația terestră infraroșie, sau radiația proprie a suprafeței terestre, în intervalul de lungimi de undă de la 4,5 la 80 de microni este absorbită intens de vaporii de apă atmosferici și numai în intervalul de 8,5 - 11 microni trece prin atmosferă și intră în spațiul cosmic. 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 cosmic. Radiația atmosferică care ajunge la suprafața pământului se numește contraradiație din atmosferă.

Din radiația care se apropie a atmosferei, suprafața pământului absoarbe 95% din valoarea sa, deoarece, conform legii lui Kirchhoff, capacitatea de emisie radiativă a unui corp este egală cu capacitatea sa de absorbție a radiațiilor. Astfel, contraradiația din atmosferă este o sursă importantă de căldură pentru suprafața pământului, pe lângă radiația solară absorbită. Definiție directă contraradiația atmosferei nu este acceptabilă și se calculează prin metode indirecte. Contraradiația atmosferei absorbită de suprafața pământului este Eza = 10,45 GJ/(m2 * an). În raport cu S0 este de 98%.

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

Ee = Ez - Eza (3)

schimb de căldură solar terestru

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 primită la limita superioară a atmosferei (săgeata Ez din Fig. 9.1). La latitudinile temperate, suprafața pământului pierde prin radiația efectivă aproximativ jumătate din cantitatea de căldură pe care o primește din radiația absorbită.

Radiațiile din atmosferă sunt mai complexe decât radiațiile de la suprafața pământului. În primul rând, conform legii lui Kirchhoff, energia este emisă numai de acele gaze care o absorb, adică vaporii de apă, dioxidul de carbon și ozonul. În al doilea rând, radiația fiecăruia dintre aceste gaze este complexă și selectivă. 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 Ea = 5,54 GJ/(m2*an), care reprezintă 52% din afluxul radiației solare către limita superioară a atmosferei. Radiația cu undă lungă de la suprafața pământului și atmosfera 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 - ?Sз = 0, adică radiația de ieșire, împreună cu radiația de undă scurtă reflectată și împrăștiată So, 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 al radiațiilor.

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

ECHILIBRUL TERMIC AL SUPRAFEȚEI PĂMÂNTULUI

Echilibrul termic al suprafeței pământului este suma algebrică a fluxurilor de căldură care vin și ies de pe suprafața pământului. Exprimat prin ecuația:

Unde R- bilanțul de radiații al suprafeței terestre; P- flux turbulent de căldură între suprafața pământului și atmosferă; L.E.- consum de caldura pentru evaporare; ÎN- fluxul de căldură de la suprafața pământului în adâncurile solului sau apei sau invers. Raportul componentelor echilibrului se modifică în timp în funcție de proprietățile suprafeței subiacente și de latitudinea geografică a locului. Natura echilibrului termic al suprafeței pământului și nivelul său de energie determină caracteristicile și intensitatea majorității proceselor exogene. Datele despre echilibrul termic al suprafeței pământului joacă mare rolîn studiul schimbărilor climatice, zonarea geografică, regimul termic al organismelor.

Dicționar enciclopedic ecologic. - Chișinău: Redacția principală a Enciclopediei Sovietice Moldovenești. I.I. Dedu. 1989.

• RADIAȚIA TERMICĂ
• Echilibrul termic al SISTEMULUI PĂMÂNT-ATMOSFERĂ

Vezi ce este „BILIANTUL DE CĂLDURĂ AL SUPRAFEȚEI PĂMÂNTULUI” în alte dicționare:

echilibrul termic al suprafeței pământului- Suma algebrică a fluxurilor de căldură care vin la suprafața pământului și emise de acesta... Dicţionar de Geografie

Bilanțul termic al Pământului, raportul dintre energia de intrare și de ieșire (radiantă și termică) pe suprafața pământului, în atmosferă și în sistemul atmosferic al Pământului. Principala sursă de energie pentru marea majoritate a materialelor fizice, chimice și biologice... ...

Echilibrul termic- suprafața pământului este suma algebrică a fluxurilor de căldură care vin și ies de pe suprafața pământului. Exprimat prin ecuația: R + P + LE + B=0, unde R este bilanțul de radiații al suprafeței terestre; P flux de căldură turbulent între... ... Dicționar ecologic

I Bilanțul termic este o comparație a veniturilor și consumului (utilizat și pierdut în mod benefic) de căldură în diferite procese termice (vezi Procesul termic). În tehnologie T. b. folosit pentru analiza proceselor termice care au loc în abur... Marea Enciclopedie Sovietică

Mare Dicţionar enciclopedic

Compararea veniturilor și consumului de energie termică în analiza proceselor termice. Este compilat atât în ​​studiul proceselor naturale (bilanțul termic al atmosferei, al oceanului, al suprafeței pământului și al Pământului în ansamblu etc.), cât și în tehnologia în diferite sisteme termice ... Dicţionar enciclopedic

Compararea veniturilor și consumului de energie termică în analiza proceselor termice. Este compilat atât în ​​studiul proceselor naturale (T. B. ale atmosferei, oceanului, suprafeței pământului și Pământului în ansamblu etc.), cât și în tehnologie în diverse moduri. dispozitive termice...... Știința naturii. Dicţionar enciclopedic

- (Sold francez, de la echilibrator la descărcare). 1) echilibru. 2) în contabilitate, echilibrarea conturilor pentru sumele încasate și ieșite pentru a clarifica starea de fapt. 3) rezultatul unei comparații între comerțul de import și export al unei țări. Dicţionar cuvinte străine, a intrat... Dicționar de cuvinte străine ale limbii ruse

Atmosfera și suprafața subiacentă, suma afluxului și ieșirii de energie radiantă absorbită și emisă de atmosferă și suprafața de bază (vezi Suprafața de bază). Pentru atmosfera lui R. b. constă din partea de intrare absorbită... ... Marea Enciclopedie Sovietică

Pământ (de la etajul zem slav comun, jos), a treia planetă în ordinea Soarelui sistem solar, semn astronomic Å sau, ♀. I. Introducere Z. ocupă locul cinci ca mărime și greutate între planete majore, dar din așa-numitele planete grup terestru, V… … Marea Enciclopedie Sovietică

Sursa de căldură și energie luminoasă pentru Pământ este radiația solară. Valoarea sa depinde de latitudinea locului, deoarece unghiul de incidență al razelor solare scade de la ecuator la poli. Cu cât unghiul de incidență al razelor solare este mai mic, cu atât mai mult suprafata mare este distribuit un fascicul de raze solare de aceeași secțiune transversală și, prin urmare, cade mai puțină energie pe unitate de suprafață.

Datorită faptului că în cursul anului Pământul face 1 rotație în jurul Soarelui, mișcându-se, menținând un unghi constant de înclinare a axei sale față de planul orbital (ecliptică), apar anotimpuri ale anului, caracterizate prin diferite condiții de încălzire la suprafață.

Pe 21 martie și 23 septembrie, Soarele se află la zenit sub ecuator (Zilele Echinocțiului). Pe 22 iunie, Soarele este la zenit peste Tropicul de Nord, pe 22 decembrie – peste Sud. Pe suprafața pământului se disting zone luminoase și zone termice (de-a lungul izotermei medii anuale +20 o C există o graniță a zonei calde (fierbinte); între izoterma medie anuală +20 o C și izoterma +10 o C există o zonă temperată de-a lungul izotermei +10 o C - limitele zonei rece.

Razele soarelui trec prin atmosfera transparentă fără a o încălzi, ajung la suprafața pământului, o încălzesc, iar din aceasta aerul este încălzit datorită radiațiilor cu unde lungi. Gradul de încălzire a suprafeței și, prin urmare, a aerului, depinde, în primul rând, de latitudinea zonei, precum și de 1) altitudine deasupra nivelului mării (pe măsură ce vă ridicați în sus, temperatura aerului scade cu o medie de 0,6 °C la 100 m 2) caracteristici ale suprafeței subiacente care pot fi diferite ca culoare și au albedo diferit - capacitatea de reflectare a rocilor. De asemenea, diferite suprafețe au capacitate de căldură și transfer de căldură diferite. Datorită capacității sale mari de căldură, apa se încălzește încet și încet, dar pământul face invers. 3) de la coaste până la interiorul continentelor, cantitatea de vapori de apă din aer scade, iar cu cât atmosfera este mai transparentă, cu atât mai puține raze solare sunt împrăștiate în ea de picăturile de apă și cu cât mai multe raze solare ajung la suprafața Pământul.

Întreaga totalitate a materiei solare și a energiei care sosesc pe pământ se numește radiație solară. Este împărțit în direct și difuz. Radiația directă- acesta este un set de lumină solară directă care pătrunde în atmosfera sub un cer fără nori. Radiații împrăștiate- parte din radiația împrăștiată în atmosferă, razele merg în toate direcțiile. P + P = Radiația totală. Partea din radiația totală reflectată de suprafața Pământului se numește radiație reflectată. Partea din radiația totală absorbită de suprafața Pământului este radiație absorbită. Energie termică, deplasarea de la atmosfera încălzită la suprafața Pământului, spre fluxul de căldură de pe Pământ se numește contraradiație a atmosferei.

Cantitatea anuală de radiație solară totală în kcal/cm 2 an (conform T.V. Vlasova).

Radiație eficientă– o cantitate care exprimă transferul real de căldură de la suprafața Pământului în atmosferă. Diferența dintre radiația Pământului și contraradiația atmosferei determină încălzirea suprafeței. Bilanțul radiațiilor depinde direct de radiația efectivă - rezultatul interacțiunii a două procese de sosire și consum de radiație solară. Valoarea echilibrului este în mare măsură influențată de înnorare. Acolo unde este semnificativ noaptea, interceptează radiațiile cu unde lungi de pe Pământ, împiedicându-l să scape în spațiu.

Temperatura suprafeței subiacente și a straturilor de aer de suprafață și echilibrul termic depind direct de afluxul radiației solare.

Echilibrul termic determină temperatura, magnitudinea și modificarea acesteia pe suprafața care este încălzită direct de razele solare. Când este încălzită, această suprafață transferă căldură (în intervalul undelor lungi) atât către straturile subiacente, cât și către atmosferă. Suprafața în sine se numește suprafață activă.

Componentele principale ale echilibrului termic al atmosferei și ale suprafeței Pământului în ansamblu

Indicator	Valoare în %
Energia care ajunge la suprafața Pământului de la Soare
Radiația reflectată de atmosferă în spațiul interplanetar, inclusiv 1) reflectat de nori 2) se risipește
Radiația absorbită de atmosferă, inclusiv: 1) absorbit de nori 2) absorbit de ozon 3) absorbit de vaporii de apă
Radiația care ajunge la suprafața de bază (directă + difuză)
Din aceasta: 1) reflectată de suprafața subiacentă dincolo de atmosferă 2) absorbit de suprafața de dedesubt.
Din aceasta: 1) radiație eficientă 2) schimbul turbulent de căldură cu atmosfera 3) consumul de căldură pentru evaporare

În variația diurnă a temperaturii suprafeței, uscată și lipsită de vegetație, într-o zi senină maximul are loc după ora 14:00, iar minimul are loc în jurul momentului răsăritului. Înnorirea, umiditatea și vegetația de suprafață pot perturba modelul zilnic de temperatură.

Temperaturile maxime ale suprafeței terestre în timpul zilei pot fi de +80 o C sau mai mult. Fluctuațiile zilnice ajung la 40 de grade. Mărimea valorilor extreme și a amplitudinilor de temperatură depind de latitudinea locului, perioada anului, înnorarea, proprietățile termice ale suprafeței, culoarea, rugozitatea acesteia, natura stratului de vegetație și orientarea pantei (expunerea).

Când este încălzită, suprafața transferă căldură către sol. Este nevoie de timp pentru a transfera căldura de la strat la strat, iar momentele de apariție a valorilor maxime și minime de temperatură în timpul zilei sunt întârziate cu aproximativ 3 ore la fiecare 10 cm. Cu cât stratul este mai adânc, cu atât primește mai puțină căldură și cu atât fluctuațiile de temperatură în el sunt mai slabe. La o adâncime de aproximativ 1 m, în medie, fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului „dispar”. Stratul în care se opresc se numește stratul de temperatură zilnică constantă.

La o adâncime de 5-10 m la latitudini tropicale și 25 m la latitudini mari există un strat de temperatură anuală constantă, unde temperatura este apropiată de temperatura medie anuală a aerului deasupra suprafeței.

Apa se încălzește mai lent și eliberează căldură mai lent. În plus, razele soarelui pot pătrunde la adâncimi mari, încălzind direct straturile mai adânci. Transferul de căldură în adâncime are loc nu atât datorită conductivității termice moleculare, cât într-o măsură mai mare datorită amestecării apelor prin turbulențe sau curenți. Când straturile de suprafață de apă se răcesc, are loc convecția termică, însoțită și de amestecare.

Spre deosebire de uscat, fluctuațiile zilnice de temperatură de pe suprafața oceanului sunt mai mici. La latitudini mari, media este de numai 0,1ºС, la latitudini moderate - 0,4ºС, la latitudini tropicale - 0,5ºС Adâncimea de penetrare a acestor fluctuații este de 15-20 m.

Amplitudinile anuale ale temperaturii de pe suprafața oceanului variază de la 1ºС la latitudinile ecuatoriale până la 10,2ºС la latitudinile temperate. Fluctuațiile anuale de temperatură pătrund la o adâncime de 200-300 m.

Momentele de maximă de temperatură în corpurile de apă sunt întârziate față de teren. Maximul apare in jurul orei 15-16 ore, cel minim - 2-3 ore dupa rasaritul soarelui. Temperatura maximă anuală la suprafața oceanului în emisfera nordică are loc în august, iar cea minimă în februarie.

Să ne oprim mai întâi asupra condițiilor termice ale suprafeței pământului și a straturilor superioare ale solului și rezervoarelor. Acest lucru este necesar deoarece straturile inferioare ale atmosferei sunt încălzite și răcite cel mai mult prin schimbul de căldură radiativ și non-radiativ cu straturile superioare de sol și apă. Prin urmare, schimbările de temperatură în straturile inferioare ale atmosferei sunt determinate în primul rând de modificările temperaturii suprafeței pământului și urmează aceste schimbări.

Suprafața pământului, adică suprafata solului sau a apei (precum si vegetatia, zapada, stratul de gheata), continuu si în moduri diferite câștigă și pierde căldură. Prin suprafața pământului, căldura este transferată în sus în atmosferă și în jos în sol sau apă.

În primul rând, radiația totală și contraradiația din atmosferă ajung la suprafața pământului. Ele sunt mai mult sau mai puțin absorbite de suprafață, adică. sunt folosite pentru a încălzi straturile superioare de sol și apă. În același timp, suprafața pământului iradiază singură și, prin urmare, pierde căldură.

În al doilea rând, căldura vine la suprafața pământului de sus, din atmosferă, prin conductivitate termică turbulentă. În același mod, căldura scapă de pe suprafața pământului în atmosferă. Prin conducție termică, căldura se deplasează și de la suprafața pământului în jos în sol și apă, sau vine la suprafața pământului din adâncurile solului și apei.

În al treilea rând, suprafața pământului primește căldură atunci când vaporii de apă din aer se condensează pe ea sau își pierde căldură atunci când apa se evaporă din ea. În primul caz, căldura latentă este eliberată, în al doilea, căldura trece în stare latentă.

Nu ne vom opri asupra proceselor mai puțin importante (de exemplu, consumul de căldură pentru topirea zăpezii de la suprafață sau răspândirea căldurii adânc în sol împreună cu apa de precipitații).

Să considerăm suprafața pământului idealizată suprafata geometrica, care nu are grosime, a cărei capacitate termică este deci egală cu zero. Atunci este clar că, în orice perioadă de timp, aceeași cantitate de căldură va urca și cobora de pe suprafața pământului pe care o primește de sus și de jos în același timp. Desigur, dacă luăm în considerare nu suprafața, ci un anumit strat al suprafeței pământului, atunci este posibil să nu existe egalitate între fluxurile de căldură de intrare și de ieșire. În acest caz, excesul de fluxuri de căldură primite față de fluxurile de ieșire, în conformitate cu legea conservării energiei, va merge la încălzirea acestui strat, iar în cazul opus, la răcirea lui.

Deci, suma algebrică a tuturor intrărilor și ieșirilor de căldură de pe suprafața pământului trebuie să fie egală cu zero - aceasta este ecuația de echilibru termic a suprafeței pământului. Pentru a scrie ecuația echilibrului termic, combinăm radiația absorbită și radiația efectivă în balanța radiațiilor:

B = (S păcat h + D)(1 – O) – E s.

Sosirea căldurii din aer sau eliberarea acesteia în aer prin conductivitate termică va fi notat cu litera R. Notăm același câștig sau consum prin schimbul de căldură cu straturi mai adânci de sol sau apă ca G. Notăm pierderea de căldură în timpul evaporării sau sosirea acesteia în timpul condensului pe suprafața pământului. L.E., Unde L– căldură specifică de evaporare şi E- masa de apă evaporată sau condensată. Să ne amintim încă o componentă - energia folosită pentru procesele fotosintetice - PAR, însă, este foarte mică în comparație cu celelalte, așa că în majoritatea cazurilor nu este indicată în ecuație. Apoi, ecuația de echilibru termic pentru suprafața pământului va lua forma

ÎN+ R+ G + L.E. + Q PAR = 0 sau ÎN+ R+ G + L.E. = 0

De asemenea, se poate observa că semnificația ecuației este că echilibrul radiațiilor de pe suprafața pământului este echilibrat prin transfer de căldură neradiativ.

Ecuația bilanţului termic este valabilă pentru orice moment, inclusiv pentru o perioadă de lungă durată.

Din faptul că balanța termică a suprafeței pământului este zero, nu rezultă că temperatura suprafeței nu se modifică. Dacă transferul de căldură este direcționat în jos, atunci căldura care iese la suprafață de sus și se mișcă mai adânc din aceasta, rămâne în mare parte în stratul superior de sol sau apă - în așa-numitul strat activ. Temperatura acestui strat și, prin urmare, temperatura suprafeței pământului crește. Când căldura este transferată prin suprafața pământului de jos în sus, în atmosferă, căldura pleacă, în primul rând, din stratul activ, în urma căruia temperatura de suprafață scade.

De la o zi la alta și de la an la an, temperatura medie a stratului activ și a suprafeței pământului în orice loc se modifică puțin. Aceasta înseamnă că în timpul zilei, aceeași cantitate de căldură intră adânc în sol sau în apă în timpul zilei, precum o părăsește noaptea. Deoarece în timpul zilei de vară scade mai multă căldură decât vine de jos, straturile de sol și apă și suprafața lor se încălzesc zi de zi. Iarna are loc procesul invers. Modificările sezoniere ale aportului și producției de căldură în sol și apă pe parcursul anului sunt aproape echilibrate, iar temperatura medie anuală a suprafeței pământului și a stratului activ se modifică puțin de la an la an.

Există diferențe puternice în ceea ce privește încălzirea și caracteristicile termice ale straturilor de suprafață ale solului și ale straturilor superioare ale bazinelor de apă. În sol, căldura se răspândește pe verticală prin conductivitate termică moleculară, iar în apa care se mișcă ușor, de asemenea, prin amestecarea turbulentă a straturilor de apă, ceea ce este mult mai eficient. Turbulența în corpurile de apă este cauzată în primul rând de valuri și curenți. Noaptea și în sezonul rece, convecția termică se alătură acestui tip de turbulență: apa răcită la suprafață cade din cauza densității crescute și este înlocuită cu mai mult. apă caldă din straturile inferioare. În oceane și mări, evaporarea joacă, de asemenea, un anumit rol în amestecarea straturilor și transferul de căldură asociat. Cu o evaporare semnificativă de la suprafața mării, stratul superior de apă devine mai sărat și, prin urmare, mai dens, în urma căruia apa se scufundă de la suprafață în adâncuri. În plus, radiațiile pătrund mai adânc în apă decât în ​​sol. În cele din urmă, capacitatea termică a apei este mai semnificativă decât cea a solului și aceeași cantitate de căldură încălzește o masă de apă la o temperatură mai scăzută decât aceeași masă de sol.

Ca urmare, fluctuațiile zilnice ale temperaturii în apă se extind până la o adâncime de aproximativ zeci de metri, iar în sol - mai puțin de un metru. Fluctuațiile anuale ale temperaturii apei se extind la o adâncime de sute de metri, dar în sol - doar 10-20 m.

Așadar, căldura care iese la suprafața apei în timpul zilei și al verii pătrunde la o adâncime considerabilă și încălzește o grosime mare de apă. Temperatura stratului superior și suprafața apei în sine crește ușor. În sol, căldura primită este distribuită într-un strat superior subțire, care devine foarte fierbinte. Membru Gîn ecuația de echilibru termic pentru apă este mult mai mare decât pentru sol și Pîn mod corespunzător mai puțin.

Noaptea și iarna, apa pierde căldură din stratul de suprafață, dar în schimb primește căldură acumulată din straturile subiacente. Prin urmare, temperatura de la suprafața apei scade lent. La suprafața solului, temperatura scade rapid la eliberarea căldurii: căldura acumulată în stratul subțire superior îl părăsește rapid și pleacă fără a fi completat de jos.

Ca urmare, în timpul zilei și verii temperatura la suprafața solului este mai mare decât temperatura la suprafața apei; mai scăzut noaptea și iarna. Aceasta înseamnă că fluctuațiile zilnice și anuale de temperatură pe suprafața solului sunt mai mari și semnificativ mai mari decât la suprafața apei.

Datorită acestor diferențe de distribuție a căldurii, în timpul sezonului cald, un bazin de apă acumulează o cantitate mare de căldură într-un strat destul de gros de apă, care este eliberată în atmosferă în sezonul rece. În timpul sezonului cald, solul degajă noaptea cea mai mare parte a căldurii pe care o primește în timpul zilei și acumulează puțin din ea până iarna. Ca urmare, temperatura aerului deasupra mării este mai scăzută vara și mai ridicată iarna decât pe uscat.

Cuprins
Climatologie și meteorologie
PLAN DIDACTIC
Meteorologie și climatologie
Atmosfera, vremea, clima
Observatii meteorologice
Aplicarea cardurilor
Serviciul Meteorologic și Organizația Meteorologică Mondială (OMM)
Procese de formare a climei
Factori astronomici
Factori geofizici
Factori meteorologici
Despre radiația solară
Echilibrul termic și radiativ al Pământului
Radiația solară directă
Modificări ale radiației solare în atmosferă și pe suprafața pământului
Fenomene asociate cu împrăștierea radiațiilor
Radiația totală, reflectarea radiației solare, radiația absorbită, PAR, albedo Pământului
Radiația de la suprafața pământului
Contra radiații sau contra radiații
Bilanțul radiațiilor de pe suprafața pământului
Distribuția geografică a balanței radiațiilor
Presiunea atmosferică și câmpul baric
Sisteme de presiune
Fluctuațiile de presiune
Accelerația aerului sub influența gradientului baric
Forța de deviere a rotației Pământului
Vânt geostrofic și în gradient
Legea presiunii vântului
Fronturi în atmosferă
Regimul termic al atmosferei
Bilanțul termic al suprafeței pământului
Variația zilnică și anuală a temperaturii la suprafața solului
Temperaturile masei de aer
Interval anual de temperatură a aerului
Clima continentală
Nori și precipitații
Evaporare și saturație
Umiditate
Distribuția geografică a umidității aerului
Condens în atmosferă
nori
Clasificare internațională a norilor
Înnorarea, ciclul său zilnic și anual
Precipitații care cad din nori (clasificarea precipitațiilor)
Caracteristicile regimului de precipitaţii
Cursul anual al precipitațiilor
Semnificația climatică a stratului de zăpadă
Chimia atmosferică
Compoziția chimică a atmosferei Pământului
Compoziția chimică a norilor
Compoziția chimică a sedimentelor