Echilibrul termic al atmosferei și suprafeței. Enciclopedie

Să luăm în considerare, alături de atmosferă, regimul termic al stratului activ al Pământului. Stratul activ este un strat de sol sau apă a cărui temperatură suferă fluctuații zilnice și anuale. Observațiile arată că pe uscat, fluctuațiile zilnice se extind până la o adâncime de 1 - 2 m, iar fluctuațiile anuale se extind până la un strat de câteva zeci de metri. În mări și oceane, grosimea stratului activ este de zeci de 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 balanței termice a fost utilizată pe scară largă de mulți cercetători pentru a studia diverse proprietăți ale stratului de suprafață al atmosferei, până la evaluarea acelor modificări care se vor produce sub influența influențelor active, de exemplu asupra stratului de gheață arctic. . Să ne oprim asupra derivării ecuației de echilibru termic pentru suprafața pământului. Radiația solară care ajunge la suprafața pământului este absorbită pe uscat într-un strat subțire, a cărui grosime este notă cu (Fig. 1). Pe lângă fluxul de radiație solară, suprafața pământului primește căldură sub forma unui flux de radiație infraroșie din atmosferă și pierde căldură prin propria radiație.

Orez. 1.

În sol, fiecare dintre aceste fluxuri suferă o schimbare. Dacă într-un strat elementar de grosime (adâncimea măsurată de la suprafață până la adâncimea solului) debitul Ф s-a schimbat în 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 de e ori în comparație cu debitul Ф(0) la. Alături de radiație, transferul de căldură are loc prin schimbul turbulent al suprafeței solului cu atmosfera și schimbul molecular cu straturile de sol subiacente. Sub influența schimbului turbulent, solul pierde sau câștigă o cantitate de căldură egală cu

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

Fluxul molecular prin limita inferioară a stratului este scris sub formă

unde este coeficientul de conductivitate termică a solului, este capacitatea termică specifică a acestuia și 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 grosime a solului, putem scrie:

În ecuația (19), primul termen din partea stângă reprezintă cantitatea de căldură cheltuită pentru modificarea conținutului de căldură cm 3 de sol pe unitatea de timp, a doua cantitate de căldură cheltuită la topirea gheții (). În partea dreaptă, toate fluxurile de căldură care intră prin limitele superioare și inferioare în stratul de sol sunt luate cu semnul „+”, iar cele care ies din strat sunt luate cu semnul „-”. Ecuația (19) este ecuația de echilibru termic pentru un strat gros de sol. In aceasta vedere generală această ecuație nu este altceva decât ecuația fluxului de căldură scrisă pentru un strat de grosime finită. Nu se poate extrage din acesta nicio informație suplimentară (față de ecuația de aflux de căldură) despre 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 ecuații diferențiale condiție de limită. În acest caz, ecuația de echilibru termic ne permite să determinăm temperatura necunoscută a suprafeței pământului. Un astfel de caz special va fi următorul. Pe terenuri neacoperite cu zăpadă sau gheață, valoarea, așa cum sa indicat deja, este destul de mică. În același timp, raportul față de fiecare dintre cantități, care sunt de ordinul lungimii căii moleculare, 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 ca:

Suma primilor trei termeni din ecuația (20) nu este altceva decât balanța radiațiilor R de suprafața pământului. Astfel, ecuația de echilibru termic pentru suprafața terenului ia forma:

Ecuația de echilibru termic în forma (21) este utilizată ca condiție limită atunci când se studiază regimul termic al atmosferei și al solului.

Suprafața pământului, absorbind radiația solară și încălzindu-se, devine ea însăși o sursă de radiație de căldură în atmosferă și prin aceasta în spațiul cosmic. Cu cât temperatura suprafeței este mai mare, cu atât radiația este mai mare. Radiația cu undă lungă proprie a Pământului este în mare parte întârziată în troposferă, care se încălzește și emite radiații - contraradiații ale atmosferei. Se numește diferența dintre radiația suprafeței pământului și contraradiația atmosferei radiații eficiente. Acesta arată pierderea reală de căldură de la suprafața Pământului și este de aproximativ 20%.

Orez. 7.2. Schema balanței medii anuale de radiație și căldură, (conform K.Ya. Kondratiev, 1992)

Atmosfera, spre deosebire de suprafața pământului, emite mai mult decât absoarbe. Deficitul energetic este compensat prin sosirea căldurii de la suprafața pământului împreună cu vaporii de apă, precum și datorită turbulențelor (în procesul de creștere a aerului încălzit la suprafața pământului). Contrastele de temperatură care apar între latitudinile joase și cele înalte sunt atenuate datorită advecție - transferul de căldură pe mare și în principal curenții de aer de la latitudini joase la latitudini mari (Fig. 7.2, partea dreaptă). Pentru concluzii geografice generale, fluctuațiile ritmice ale radiațiilor datorate schimbării anotimpurilor sunt, de asemenea, importante, deoarece regimul termic al unei anumite zone depinde de acest lucru. Proprietățile reflectorizante ale acoperirilor de pământ, capacitatea de căldură și conductivitatea termică a mediilor complică și mai mult transferul de energie termică și distribuția caracteristicilor energiei termice.

Ecuația de echilibru termic. Cantitatea de căldură este descrisă de ecuația de echilibru termic, care este diferită pentru fiecare regiune geografică. Componenta sa cea mai importantă este balanța radiațiilor de pe suprafața pământului. Radiația solară este cheltuită pentru încălzirea solului și a aerului (și a apei), evaporare, topirea zăpezii și a gheții, fotosinteză, procesele de formare a solului și degradarea rocilor. Întrucât natura este întotdeauna caracterizată de echilibru, se observă egalitatea între afluxul de energie și cheltuielile acesteia, care se exprimă ecuația de echilibru termic suprafata pamantului:

Unde R- bilanțul radiațiilor; L.E.- căldură consumată prin evaporarea apei și topirea zăpezii sau a gheții (L- căldură latentă de evaporare sau vaporizare; E- viteza de evaporare sau condensare); A - transfer orizontal de căldură prin aer și curenți oceanici sau flux turbulent; R - schimbul de căldură între suprafața pământului și aer; IN - schimbul de căldură al suprafeței pământului cu solul și rocile; F- consumul de energie pentru fotosinteză; CU- consumul de energie pentru formarea solului și intemperii; Q+q- radiatia totala; O- albedo; eu- radiatia eficienta a atmosferei.

Energia cheltuită pentru fotosinteză și formarea solului reprezintă mai puțin de 1% din bugetul de radiații, astfel încât aceste componente sunt adesea omise din ecuație. Cu toate acestea, în realitate ele pot fi importante deoarece această energie are capacitatea de a se acumula și de a fi transformată în alte forme (energie convertibilă). Procesul de acumulare de energie convertibilă cu putere redusă, dar de lungă durată (sute de milioane de ani) a avut un impact semnificativ asupra anvelopei geografice. A acumulat aproximativ 11×10 14 J/m 2 energie în împrăștiat materie organicăîn rocile sedimentare, precum și sub formă de cărbune, petrol, șist.

Ecuația bilanțului termic poate fi derivată pentru orice zonă geografică și perioadă de timp, ținând cont de specificul condițiilor climatice și aportul componentelor (pentru pământ, ocean, zone cu formare de gheață, neîngheț etc.).

Transferul și distribuția căldurii. Transferul de căldură de la suprafață în atmosferă are loc în trei moduri: radiația termică, încălzirea sau răcirea aerului la contactul cu pământul și evaporarea apei. Vaporii de apă care se ridică în atmosferă se condensează și formează nori sau cade sub formă de precipitații, iar căldura degajată în acest proces pătrunde în atmosferă. Radiația absorbită de atmosferă și căldura de condensare a vaporilor de apă întârzie pierderea de căldură de la suprafața pământului. În regiunile aride această influență scade și observăm cele mai mari amplitudini de temperatură zilnice și anuale. Cele mai mici amplitudini de temperatură sunt caracteristice regiunilor oceanice. Fiind un rezervor imens, oceanul stochează mai multă căldură, ceea ce reduce fluctuațiile anuale de temperatură din cauza temperaturii ridicate capacitate termică specifică apă. Astfel, pe Pământ, apa joacă un rol important ca acumulator de căldură.

Structura balanței termice depinde de latitudinea geografică și de tipul de peisaj, care, la rândul său, depinde de acesta. Se schimbă semnificativ nu numai atunci când se deplasează de la ecuator la poli, ci și când se deplasează de la uscat la mare. Terenul și oceanul diferă atât prin cantitatea de radiație absorbită, cât și prin natura distribuției căldurii. În ocean vara, căldura se răspândește la adâncimi de câteva sute de metri. În timpul sezonului cald, de la 1,3 × 10 9 până la 2,5 × 10 9 J/m 2 se acumulează în ocean. Pe uscat, căldura se răspândește la o adâncime de doar câțiva metri, iar în timpul sezonului cald aici se acumulează aproximativ 0,1 × 10 9 J/m 2, ceea ce este de 10-25 de ori mai puțin decât în ​​ocean. Datorită rezervei mari de căldură, oceanul se răcește mai puțin iarna decât pământul. Calculele arată că un singur conținut de căldură din ocean este de 21 de ori mai mare decât aportul său către suprafața pământului în ansamblu. Chiar și într-un strat de 4 metri de apă oceanică există de 4 ori mai multă căldură decât în ​​întreaga atmosferă.

Până la 80% din energia absorbită de ocean este cheltuită pentru evaporarea apei. Aceasta înseamnă 12×10 23 J/m 2 pe an, ceea ce este de 7 ori mai mult decât același element din bilanţul termic al solului. 20% din energie este cheltuită pentru schimbul turbulent de căldură cu atmosfera (care este, de asemenea, mai mult decât pe uscat). Schimbul vertical de căldură dintre ocean și atmosferă stimulează și transferul orizontal de căldură, datorită căruia aceasta ajunge parțial pe uscat. Un strat de apă de 50 de metri participă la schimbul de căldură dintre ocean și atmosferă.

Modificări ale echilibrului radiațiilor și căldurii. Suma anuală a balanței radiațiilor este pozitivă aproape peste tot pe Pământ, cu excepția regiunilor glaciare din Groenlanda și Antarctica. Valorile sale medii anuale scad în direcția de la ecuator la poli, urmând modelul de distribuție a radiației solare pe glob (Fig. 7.3). Bilanțul de radiații peste ocean este mai mare decât pe uscat. Acest lucru se datorează unui albedo mai scăzut al suprafeței apei și conținutului crescut de umiditate în latitudinile ecuatoriale și tropicale. Schimbările sezoniere ale balanței radiațiilor apar la toate latitudinile, dar cu în diferite grade expresivitate. La latitudini joase, sezonalitatea este determinată de regimul precipitațiilor, deoarece condițiile termice de aici se schimbă puțin. În latitudinile temperate și înalte, sezonalitatea este determinată de regimul termic: balanța radiațiilor variază de la pozitiv vara la negativ iarna. Bilanțul negativ al perioadei reci a anului în latitudinile temperate și polare este parțial compensat de advecția căldurii de către curenții de aer și marini de la latitudini joase.

Pentru a menține echilibrul energetic al Pământului, trebuie să existe un transfer de căldură către poli. Ceva mai puțin din această căldură este transferată de curenții oceanici, restul de atmosferă. Diferențele de încălzire a Pământului îl fac să acționeze ca un motor termic geografic, transferând căldura de la un încălzitor la un răcitor. În natură, acest proces se realizează sub două forme: în primul rând, se formează neomogenități spațiale termodinamice sisteme planetare vânturi și curenți marini; în al doilea rând, aceste sisteme planetare însele participă la redistribuirea căldurii și umidității pe glob. Astfel, căldura este transferată de la ecuator către poli prin curenții de aer sau curenții oceanici, iar aerul rece sau curenții oceanici sunt transferați către ecuator. mase de apă. În fig. Figura 7.4 prezintă transportul spre pol al apei calde de suprafață în Oceanul Atlantic. Transferul de căldură către poli atinge un maxim în jurul latitudinii 40° și devine zero la poli.

Afluxul de radiație solară depinde nu numai de latitudinea geografică, ci și de perioada anului (Tabelul 7.4). Este de remarcat faptul că în perioada de vara Arctica primește și mai multă căldură decât ecuatorul, dar din cauza albedoului ridicat al mărilor arctice, gheața nu se topește aici.

Distribuția temperaturii. Pe distribuție orizontală influenteaza temperaturile localizare geografică, relief, proprietăți și compoziție materială a suprafeței subiacente, sistem curenții oceaniciși natura circulației atmosferice în straturile de suprafață și din apropierea apei.

Orez. 7.3. Distribuția balanței medii anuale de radiații pe suprafața pământului, MJ/(m 2 × an) (conform S.P. Khromov și M.A. Petrosyants, 1994)

Orez. 7.4. Transfer de căldură în partea de nord Oceanul Atlantic, °C(după S. Neshiba, 1991). Zonele în care apele de suprafață sunt mai calde decât media oceanului sunt umbrite. Cifrele indică transferuri volumetrice de apă (milioane m 3 /s), săgețile indică direcția curenților, linia groasă este Gulf Stream

Tabelul 7.4. Radiația totală care ajunge la suprafața pământului (N.I. Egorov, 1966)

Principala sursă de energie pentru marea majoritate a materialelor fizice, chimice și procese biologiceîn atmosferă, hidrosferă și în straturile superioare ale litosferei este radiația solară, și deci raportul componentelor. . caracterizează transformările sale în aceste cochilii.

T.b. Ele reprezintă formulări particulare ale legii conservării energiei și sunt compilate pentru o secțiune a suprafeței Pământului (T.b. a suprafeței pământului); pentru o coloană verticală care trece prin atmosferă (atmosfera T.b.); pentru o astfel de coloană care trece prin atmosferă și straturile superioare ale litosferei, hidrosfera (T. B. Sistemul Pământ-atmosfera).

T.b. suprafața pământului: R + P + F0 + LE = 0 este suma algebrică a fluxurilor de energie dintre un element de pe suprafața pământului și spațiul înconjurător. Aceste fluxuri includ radiația radiativă (sau reziduală) R - între radiația solară cu undă scurtă absorbită și radiația eficientă cu undă lungă de la suprafața pământului. Bilanțul radiațiilor pozitiv sau negativ este compensat de mai multe fluxuri de căldură. Deoarece suprafața pământului nu este de obicei egală cu temperatura aerului, căldura apare între suprafața de bază și atmosferă. Un flux de căldură similar F0 se observă între suprafața pământului și straturile mai profunde ale litosferei sau hidrosferei. În acest caz, fluxul de căldură în sol este determinat de conductivitatea termică moleculară, în timp ce în rezervoare, de exemplu, este mai mult sau mai puțin turbulent. Fluxul de căldură F0 dintre suprafața unui rezervor și straturile sale mai adânci este numeric egal cu modificarea conținutului de căldură al rezervorului într-un timp dat și cu transferul de căldură de către curenții din rezervor. Esențial în T. b. suprafața pământului are de obicei căldură pe LE, care este definită ca masa de apă evaporată E pe căldură de evaporare L. Valoarea LE depinde de umidificarea suprafeței pământului, de temperatura acesteia, de umiditatea aerului și de intensitatea schimbului de căldură turbulent. în stratul de suprafață al aerului, care determină transferul apei de la suprafața pământului în atmosferă.

Ecuația T.b. atmosfera are: Ra + Lr + P + Fa = DW.

T.b. atmosfera este compusă din balanța sa de radiații Ra; sosirea sau consumul de căldură Lr în timpul transformărilor de fază ale apei în atmosferă (g - precipitații); intrarea sau ieșirea căldurii P din cauza schimbului de căldură turbulent al atmosferei cu suprafața pământului; sosirea sau pierderea de căldură Fa cauzată de schimbul de căldură prin pereții verticali ai coloanei, care este asociat cu mișcări atmosferice ordonate și macroturbulențe. În plus, în ecuația T. b. Atmosfera include DW, egală cu mărimea modificării conținutului de căldură din interiorul coloanei.

Ecuația T.b. Sistemul Pământ-atmosfera corespunde sumei algebrice a termenilor ecuațiilor T. b. suprafața pământului și atmosfera. Componentele lui T. b. suprafața terestră și atmosfera pentru diferite regiuni ale globului sunt determinate de observații meteorologice (la stații actinometrice, la stații meteorologice speciale, pe sateliții meteorologici ai pământului) sau de calcule climatologice.

Valorile latitudinale ale componentelor lui T. b. suprafața pământului pentru oceane, pământ și Pământ și T. b. atmosfera sunt date în tabelele 1, 2, unde valorile termenilor lui T. b. sunt considerate pozitive dacă corespund sosirii căldurii. Deoarece aceste tabele se referă la condiții medii anuale, ele nu includ termeni care caracterizează modificările conținutului de căldură al atmosferei și al straturilor superioare ale litosferei, deoarece pentru aceste condiții sunt aproape de zero.

Pentru Pământ ca, împreună cu atmosferă, T. b. prezentat pe . O unitate de suprafață a graniței exterioare a atmosferei primește un flux de radiație solară egal cu o medie de aproximativ 250 kcal/cm2 în , din care aproximativ ═ se reflectă în lume și 167 kcal/cm2 pe an este absorbit de Pământ (săgeata Qs pe orez.). Radiația cu unde scurte ajunge la suprafața pământului egală cu 126 kcal/cm2 pe an; Din această cantitate se reflectă 18 kcal/cm2 pe an, iar 108 kcal/cm2 pe an sunt absorbite de suprafața pământului (săgeata Q). Atmosfera absoarbe 59 kcal/cm2 pe an de radiații cu unde scurte, adică semnificativ mai puțin decât cea a Pământului. Radiația efectivă de undă lungă a suprafeței Pământului este de 36 kcal/cm2 pe an (săgeata I), deci bilanțul de radiații al suprafeței Pământului este de 72 kcal/cm2 pe an. Radiația cu unde lungi de la Pământ în spațiul cosmic este de 167 kcal/cm2 pe an (săgeata Is). Astfel, suprafața Pământului primește aproximativ 72 kcal/cm2 pe an de energie radiantă, care este parțial cheltuită pentru evaporarea apei (cercul LE) și parțial returnată în atmosferă prin transfer de căldură turbulent (săgeata P).

Masă 1. - Bilanțul termic al suprafeței terestre, kcal/cm2 an

Grade

Pământul în medie

R══════LE ═════════Р════Fo

R══════LE══════Р

═R════LE═══════Р═════F0

70-60 latitudine nordică

0-10 latitudine sudică

Pământul ca întreg

23-══33═══-16════26

29-══39═══-16════26

51-══53═══-14════16

83-══86═══-13════16

113-105═══- 9═══════1

119-══99═══- 6═-14

115-══80═══- 4═-31

115-══84═══- 4═-27

113-104═══-5════-4

101-100═══- 7══════6

82-══80═══-9═══════7

57-══55═══-9═══════7

28-══31═══-8══════11

82-══74═══-8═══════0

20═══-14══- 6

30═══-19══-11

45═══-24══-21

60═══-23══-37

69═══-20══-49

71═══-29══-42

72═══-48══-24

72═══-50══-22

73═══-41══-32

70═══-28══-42

62═══-28══-34

41═══-21══-20

31═══-20══-11

49═══-25══-24

21-20══- 9═══════8

30-28═-13═════11

48-38═-17══════7

73-59═-23══════9

96-73═-24══════1

106-81═-15═-10

105-72══- 9═-24

105-76══- 8═-21

104-90═-11═══-3

94-83═-15══════4

80-74═-12══════6

56-53══- 9══════6

28-31══- 8════11

72-60═-12══════0

Date despre componentele lui T. b. sunt utilizate în dezvoltarea multor probleme în climatologie, hidrologie terestră și oceanologie; sunt folosite pentru a fundamenta modele numerice ale teoriei climatice și pentru a testa empiric rezultatele utilizării acestor modele. Materiale despre T. b. juca mare

Prin absorbția energiei radiante a Soarelui, Pământul însuși devine o sursă de radiații. Cu toate acestea, radiația Soarelui și radiația Pământului sunt semnificativ diferite. Radiația directă, împrăștiată și reflectată de la Soare are o lungime de undă cuprinsă între 0,17 și 2-4 mk, si se numeste unde scurte radiatii. Suprafața încălzită a pământului, în conformitate cu temperatura sa, emite radiații în principal în intervalul de lungimi de undă de la 2-4 la 40 mk si se numeste val lung.În general, atât radiația de la Soare, cât și radiația de la Pământ au unde de toate lungimile de undă. Dar cea mai mare parte a energiei (99,9%) se află în intervalul de lungimi de undă specificat. Diferența dintre lungimile de undă ale radiațiilor de la Soare și Pământ joacă un rol important mare rolîn regimul termic al suprafeţei terestre.

Astfel, încălzită de razele Soarelui, planeta noastră însăși devine o sursă de radiații. Razele cu undă lungă, sau căldură, emise de suprafața pământului, îndreptate de jos în sus, în funcție de lungimea de undă, fie trec nestingherite prin atmosferă, fie sunt întârziate de aceasta. S-a stabilit că radiația undelor cu lungimea de 9-12 mk intră liber în spațiul interstelar, drept urmare suprafața pământului își pierde o parte din căldură.

Pentru a rezolva problema echilibrului termic al suprafeței și atmosferei pământului, a fost necesar să se determine câtă energie solară pătrunde în diferite regiuni ale Pământului și cât de mult din această energie este convertită în alte tipuri.

Încercările de a calcula cantitatea de energie solară care intră pe suprafața pământului sunt la mijloc XIXsecol, după ce au fost create primele instrumente actinometrice. Cu toate acestea, abia în anii 40 XXsecolului, a început o dezvoltare largă a problemei studierii balanței termice. Acest lucru a fost facilitat de dezvoltarea pe scară largă a rețelei actinometrice de stații în anii postbelici, în special în perioada pregătirii pentru Anul Geofizic Internațional. Numai în URSS, numărul de stații actinometrice a ajuns la 200 la începutul IGY. În același timp, volumul de observații la aceste stații a crescut semnificativ. Pe lângă măsurarea radiației cu undă scurtă a Soarelui, s-a determinat bilanțul de radiații al suprafeței pământului, adică diferența dintre radiația de undă scurtă absorbită și radiația efectivă de undă lungă a suprafeței subiacente. La o serie de stații actinometrice au fost organizate observații ale temperaturii și umidității aerului la altitudini. Acest lucru a făcut posibilă calcularea costurilor de căldură pentru evaporare și transferul turbulent de căldură.

Pe lângă observațiile actinometrice sistematice efectuate la o rețea de stații actinometrice de la sol conform aceluiași tip de program, în ultimii ani Se efectuează lucrări experimentale pentru a studia fluxurile de radiații în atmosfera liberă. În acest scop, măsurătorile sistematice ale balanței radiațiilor de unde lungi la diferite altitudini din troposferă sunt efectuate la un număr de stații folosind radiosonde speciale. Aceste observații, precum și date privind fluxurile de radiații în atmosfera liberă, obținute folosind baloane libere, avioane, rachete geofizice și sateliți artificiali Pământul, a făcut posibilă studierea regimului componentelor bilanţului termic.

Folosind materiale din studii experimentale și folosind pe scară largă metode de calcul, angajații Observatorului Geofizic Principal au numit după. A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya Vinnikov și alții sub conducerea lui M. I. Budyko la începutul anilor 50, pentru prima dată, a fost construită o serie de hărți ale componentelor de echilibru termic pentru întregul glob. Această serie de hărți a fost publicată pentru prima dată în 1955. Atlasul publicat conținea hărți ale distribuției totale a radiației solare, bilanțul radiației, pierderile de căldură pentru evaporare și transferul turbulent de căldură în medie pentru fiecare lună și an. În anii următori, în legătură cu primirea de noi date, în special pentru perioada IGY, au fost clarificate datele privind componentele bilanţului termic şi s-a construit o nouă serie de hărţi, care au fost publicate în 1963.

Bilanțul termic al suprafeței și atmosferei pământului, ținând cont de afluxul și degajarea de căldură pentru sistemul Pământ-atmosfera, reflectă legea conservării energiei. Pentru a alcătui ecuația de echilibru termic Pământ-atmosfera, ar trebui să se țină cont de toată căldura - primită și consumată - pe de o parte, de întregul Pământ împreună cu atmosfera și, pe de altă parte, de suprafața subiacentă a pământului ( împreună cu hidrosfera şi litosfera) şi atmosfera. Absorbând energia radiantă a Soarelui, suprafața pământului pierde o parte din această energie prin radiație. Restul este cheltuit pentru încălzirea acestei suprafețe și a straturilor inferioare ale atmosferei, precum și pentru evaporare. Încălzirea suprafeței de bază este însoțită de transferul de căldură în sol, iar dacă solul este umed, atunci în același timp se pierde căldură pentru evaporarea umidității solului.

Astfel, echilibrul termic al Pământului în ansamblu este format din patru componente.

Bilanțul radiațiilor ( R). Este determinată de diferența dintre cantitatea de radiație de unde scurte absorbită de la Soare și radiația eficientă de undă lungă.

Schimbul de căldură în sol, care caracterizează procesul de transfer de căldură între straturile de suprafață și cele mai adânci ale solului (O). Acest schimb de căldură depinde de capacitatea termică și conductibilitatea termică a solului.

Schimbul de căldură turbulent între suprafața pământului și atmosferă (P). Este determinată de cantitatea de căldură pe care suprafața de bază o primește sau o eliberează în atmosferă, în funcție de relația dintre temperaturile suprafeței subiacente și atmosferă.

Căldura consumată la evaporare( L.E.). Este determinată de produsul căldurii latente de vaporizare ( L) pentru evaporare (E).

Aceste componente ale bilanţului termic sunt interconectate prin următoarea relaţie:

R= O+ P+ L.E.

Calculele componentelor bilanţului termic fac posibilă determinarea modului în care energia solară primită este convertită pe suprafaţa pământului şi în atmosferă. La latitudini medii și înalte, afluxul de radiație solară este pozitiv vara și negativ iarna. Conform calculelor la sud de 39° N. w. Bilanțul energiei radiante este pozitiv pe tot parcursul anului La o latitudine de aproximativ 50° pe teritoriul european al URSS, bilanțul este pozitiv din martie până în noiembrie și negativ pentru trei. lunile de iarnă. La latitudinea 80°, un bilanț pozitiv al radiațiilor se observă doar în perioada mai - august.

În conformitate cu calculele bilanțului termic al Pământului, radiația solară totală absorbită de suprafața pământului în ansamblu reprezintă 43% din radiația solară care ajunge la limita exterioară a atmosferei. Radiația efectivă de la suprafața pământului este egală cu 15% din această valoare, balanța radiațiilor - 28%, pierderea de căldură pentru evaporare - 23% și transferul turbulent de căldură - 5%.

Să luăm acum în considerare câteva rezultate ale calculării componentelor bilanţului termic pentru sistemul Pământ-atmosferă. Iată patru hărți: radiația totală pe an, bilanțul radiațiilor, consumul de căldură pentru evaporare și consumul de căldură pentru încălzirea aerului prin schimb de căldură turbulent, împrumutat din Atlasul Bilanțului de căldură al globului (editat de M. I. Budyko). Din harta prezentată în Figura 10, rezultă că cele mai mari valori anuale ale radiației totale apar în zonele aride ale Pământului. În special, în Sahara și în deșerturile arabe, radiația totală pe an depășește 200 kcal/cm2, iar la latitudini mari ale ambelor emisfere nu depăşeşte 60-80kcal/cm2.

Figura 11 prezintă o hartă a balanței radiațiilor. Este ușor de observat că la latitudinile înalte și medii echilibrul radiațiilor crește spre latitudinile joase, ceea ce este asociat cu o creștere a radiației totale și absorbite. Este interesant de observat că, spre deosebire de izoliniile radiației totale, izoliniile balanței radiațiilor sunt rupte atunci când se deplasează de la oceane la continente, ceea ce se datorează diferenței de albedo și radiație efectivă. Acestea din urmă sunt mai mici pentru suprafața apei, astfel încât bilanțul de radiații al oceanelor depășește bilanțul de radiații al continentelor.

Cele mai mici sume anuale (aproximativ 60 kcal/cm 2) caracteristic zonelor în care predomină nebulozitatea, precum și zonelor uscate, unde valorile ridicate de albedo și radiația eficientă reduc balanța radiațiilor. Cele mai mari cantități anuale de bilanț de radiații (80-90 kcal/cm 2) sunt tipice pentru pădurile și savanele tropicale cu înnorări scăzute, dar relativ umede, unde afluxul de radiații, deși semnificativ, este mai mare, dar albedo și radiația efectivă sunt mai mari decât în ​​regiunile deșertice ale Pământului.

Distribuția valorilor anuale de evaporare este prezentată în Figura 12. Consumul de căldură pentru evaporare este egal cu produsul dintre valoarea evaporării și căldura latentă de evaporare (LE), este determinată în principal de cantitatea de evaporare, deoarece căldura latentă de evaporare în condiții naturale variază în limite mici și este în medie egală cu 600 fecale pe gram de apă evaporată.

După cum rezultă din figura de mai sus, evaporarea din sol depinde în principal de rezervele de căldură și umiditate. Prin urmare, cantitățile maxime anuale de evaporare de la suprafața terenului (până la 1000 mm) au loc în latitudini tropicale, unde termice semnificative

resursele sunt combinate cu o hidratare mai mare. Cu toate acestea, oceanele sunt cele mai importante surse de evaporare. Valorile sale maxime ajung aici la 2500-3000 mm.În acest caz, cea mai mare evaporare are loc în zonele cu temperaturi relativ ridicate ale apelor de suprafață, în special în zonele cu curenți caldi (Gulf Stream, Kuro-Sivo etc.). Dimpotrivă, în zonele cu curenți reci valorile de evaporare sunt mici. La latitudinile mijlocii are loc un ciclu anual de evaporare. Mai mult, spre deosebire de uscat, evaporarea maximă pe oceane se observă în sezonul rece, când gradiente verticale mari de umiditate a aerului sunt combinate cu viteze crescute ale vântului.

Schimbul de căldură turbulent între suprafața de bază și atmosferă depinde de condițiile de radiație și umiditate. Prin urmare, cel mai mare transfer de căldură turbulent are loc în acele zone de pământ unde un aflux mare de radiații este combinat cu aer uscat. După cum se poate observa din harta valorilor anuale ale schimbului de căldură turbulent (Fig. 13), acestea sunt zone deșertice în care valoarea acestuia ajunge la 60. kcal/cm2. Amploarea schimbului de căldură turbulent este mică la latitudinile înalte ale ambelor emisfere, precum și pe oceane. Valorile maxime anuale pot fi găsite în zona curenților marini caldi (mai mult de 30 kcal/cm 2 an), unde se creează diferenţe mari de temperatură între apă şi aer. Prin urmare, cel mai mare transfer de căldură din oceane are loc în perioada rece a anului.

Echilibrul termic al atmosferei este determinat de absorbția radiațiilor cu unde scurte și corpusculare de la Soare, radiații cu undă lungă, schimb de căldură radiantă și turbulentă, advecție termică, procese adiabatice etc. Datele despre sosirea și consumul de căldură solară sunt folosite de meteorologi pentru a explica circulația complexă a atmosferei și hidrosferei, circulația căldurii și umidității și multe alte procese și fenomene care au loc în învelișurile de aer și apă ale Pământului.

- Sursa -

Poghosyan, Kh.P. Atmosfera Pământului / H.P. Poghosyan [și alții]. – M.: Educație, 1970.- 318 p.

Vizualizări postare: 1.224

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

Bilanțul radiațiilor este o sumă algebrică a fluxurilor de radiații într-un anumit volum sau pe o anumită suprafață. Când se vorbește despre echilibrul de radiații al atmosferei sau despre sistemul Pământ-atmosfera, ele se referă cel mai adesea la balanța radiațiilor de pe suprafața pământului, care determină schimbul de căldură la limita inferioară a atmosferei. Reprezintă diferența dintre radiația solară totală absorbită și radiația efectivă a suprafeței pământului.

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

Echilibrul radiațiilor este cel mai important factor climatic, deoarece distribuția temperaturii în sol și în straturile de aer adiacente 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 topirii zăpezii.

Distribuția valorilor anuale ale balanței radiațiilor pe suprafața globului nu este aceeași: la latitudini tropicale aceste valori ajung 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 zonele 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. La latitudini temperate, valorile balanței radiațiilor scad rapid pe măsură ce latitudinea crește din cauza scăderii radiației totale.

În medie pe an, sumele bilanțului de radiații pentru întreaga suprafață a globului se dovedesc a fi pozitive, cu excepția zonelor cu acoperire permanentă de gheață (Antarctica, partea centrala Groenlanda etc.).

Energia, măsurată prin balanța radiațiilor, este parțial consumată prin 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 și 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 unui an, solul degajă practic la fel de multă căldură aerului cât primește, prin urmare, în concluziile anuale, schimbul de căldură în sol este zero. Căldura pierdută prin evaporare este distribuită foarte neuniform pe suprafața globului. 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 curenții reci îl reduc. Pe continente, consumul de căldură pentru evaporare este determinat nu numai de cantitatea de radiație solară, ci și de rezervele de umiditate conținute în sol. Când există o lipsă de umiditate, ceea ce determină o reducere a evaporării, se reduce consumul de căldură pentru evaporare. Prin urmare, în deșerturi și semi-deșerturi acestea scad semnificativ.

Aproape singura sursă de energie pentru toate procesele fizice care se desfășoară în atmosferă este radiația solară. Caracteristica principală a regimului de radiații al atmosferei este așa-numita. efect de seră: atmosfera absoarbe slab radiația solară cu unde scurte (cea mai mare parte ajunge la suprafața pământului), dar reține radiația termică cu unde lungi (în întregime infraroșu) de la 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 împrăștiată pe particulele de aerosoli și pe fluctuațiile densității atmosferice. Datorită dispersării energiei radiante a Soarelui în atmosferă, nu se observă doar radiația solară directă, ci și radiația împrăștiată împreună 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 direcționate către suprafața pământului (așa-numita contraradiație a atmosferei) și în 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 a suprafeței pământului și contraradiația atmosferei absorbită de aceasta. Diferența dintre radiația de unde scurte absorbită de suprafața pământului și radiația efectivă se numește bilanțul radiațiilor.

Transformarea energiei radiațiilor 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 spațiu prin radiația cu undă lungă, consumul de căldură radiativă este completat prin afluxul de căldură în atmosferă de la suprafața pământului sub formă de turbulente. schimbul de căldură și sosirea 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, sosirea căldurii de condensare în atmosferă este numeric egală cu căldura pierdută pentru evaporare pe suprafața pământului. suprafaţă.