ความสมดุลของรังสีและความร้อนของโลก ความผันผวนตามฤดูกาลในความสมดุลของรังสี

ความแตกต่างระหว่างรังสีดวงอาทิตย์ที่ถูกดูดกลืนและรังสีประสิทธิผลทำให้เกิดความสมดุลของรังสีหรือรังสีตกค้างของพื้นผิวโลก (B) ความสมดุลของรังสีซึ่งเฉลี่ยทั่วทั้งพื้นผิวโลกสามารถเขียนได้เป็นสูตร B = Q * (1 – A) - E eff หรือ B = Q - R k – E eff รูปที่ 24 แสดงเปอร์เซ็นต์โดยประมาณของรังสีประเภทต่างๆ ที่เกี่ยวข้องกับความสมดุลของรังสีและความร้อน เห็นได้ชัดว่าพื้นผิวโลกดูดซับรังสีทั้งหมดที่เข้ามายังโลกได้ 47% และรังสีที่มีประสิทธิผลคือ 18% ดังนั้นความสมดุลของรังสีโดยเฉลี่ยบนพื้นผิวโลกทั้งหมดจึงเป็นค่าบวกและมีค่าเท่ากับ 29%

ข้าว. 24. โครงการสมดุลการแผ่รังสีและความร้อนของพื้นผิวโลก (อ้างอิงจาก K. Ya. Kondratiev)

การกระจายสมดุลของรังสีเหนือพื้นผิวโลกมีความซับซ้อนมาก การทำความเข้าใจรูปแบบของการกระจายนี้มีความสำคัญอย่างยิ่ง เนื่องจากภายใต้อิทธิพลของรังสีที่ตกค้าง ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นโทรโพสเฟียร์ และภูมิอากาศโดยทั่วไปของโลกจึงก่อตัวขึ้น การวิเคราะห์แผนที่สมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกในระยะเวลาหนึ่งปี (รูปที่ 25) นำไปสู่ข้อสรุปดังต่อไปนี้

ผลรวมประจำปีของความสมดุลของการแผ่รังสีบนพื้นผิวโลกเป็นบวกเกือบทุกที่ ยกเว้นที่ราบสูงน้ำแข็งในทวีปแอนตาร์กติกาและกรีนแลนด์ ค่ารายปีของมันจะลดลงตามโซนและตามธรรมชาติจากเส้นศูนย์สูตรไปจนถึงขั้วตามปัจจัยหลัก - การแผ่รังสีทั้งหมด ยิ่งกว่านั้นความแตกต่างของค่าความสมดุลของรังสีระหว่างเส้นศูนย์สูตรและขั้วนั้นมากกว่าความแตกต่างของค่าของรังสีทั้งหมด ดังนั้นการแบ่งโซนของสมดุลการแผ่รังสีจึงแสดงออกมาอย่างชัดเจนมาก

ความสม่ำเสมอครั้งต่อไปของความสมดุลของรังสีคือการเพิ่มขึ้นระหว่างการเปลี่ยนจากพื้นดินสู่มหาสมุทรโดยมีความไม่ต่อเนื่องและการผสมของไอโซไลน์ตามแนวชายฝั่ง ลักษณะนี้แสดงได้ดีกว่าในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน และค่อยๆ เคลื่อนตัวไปทางขั้วโลก ความสมดุลของรังสีที่มากขึ้นเหนือมหาสมุทรอธิบายได้ด้วยอัลเบโดน้ำที่ต่ำกว่า โดยเฉพาะในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน และการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพลดลงเนื่องจากอุณหภูมิพื้นผิวมหาสมุทรต่ำลง และความชื้นในอากาศและความขุ่นอย่างมีนัยสำคัญเนื่องจากค่าความสมดุลของรังสีที่เพิ่มขึ้นและ พื้นที่ขนาดใหญ่มหาสมุทรบนโลก (71%) มีบทบาทสำคัญในระบบการระบายความร้อนของโลก และความแตกต่างในความสมดุลของการแผ่รังสีของมหาสมุทรและทวีปเป็นตัวกำหนดอิทธิพลซึ่งกันและกันอย่างต่อเนื่องและลึกซึ้งที่ละติจูดทั้งหมด

ข้าว. 25. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกสำหรับปี [MJ/(m 2 Xyear)] (อ้างอิงจาก S.P. Khromov และ M.A. Petrosyants)

การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลของสมดุลการแผ่รังสีในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อนมีขนาดเล็ก (รูปที่ 26, 27) ผลที่ตามมาคืออุณหภูมิผันผวนเล็กน้อยตลอดทั้งปี ดังนั้นฤดูกาลของปีไม่ได้ถูกกำหนดโดยอุณหภูมิ แต่โดยระบบการเร่งรัดประจำปี ในละติจูดนอกเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงเชิงคุณภาพในสมดุลการแผ่รังสีเกิดขึ้นจากค่าบวกเป็นค่าลบตลอดทั้งปี ในฤดูร้อน เหนือพื้นที่อันกว้างใหญ่ของเขตอบอุ่นและละติจูดสูงบางส่วน ค่าความสมดุลของรังสีมีความสำคัญ (เช่น ในเดือนมิถุนายนบนพื้นดินใกล้กับเส้นอาร์กติกเซอร์เคิล จะเหมือนกับในทะเลทรายเขตร้อน) และความผันผวนของละติจูดคือ ค่อนข้างเล็ก สิ่งนี้สะท้อนให้เห็นในระบอบอุณหภูมิและด้วยเหตุนี้การไหลเวียนระหว่างละติจูดที่อ่อนลงในช่วงเวลานี้ ในฤดูหนาว บนพื้นที่กว้างใหญ่ ความสมดุลของการแผ่รังสีจะเป็นลบ: เส้นสมดุลการแผ่รังสีเป็นศูนย์ของเดือนที่หนาวที่สุดจะพาดผ่านพื้นดินประมาณละติจูด 40° เหนือมหาสมุทร - ตามแนว 45° สภาวะความร้อนที่แตกต่างกันนำไปสู่การกระตุ้นกระบวนการบรรยากาศในเขตละติจูดเขตอบอุ่นและกึ่งเขตร้อนในฤดูหนาว ความสมดุลของรังสีที่เป็นลบในฤดูหนาวในละติจูดเขตอบอุ่นและขั้วโลก ได้รับการชดเชยบางส่วนด้วยการไหลเข้ามาของความร้อนจากอากาศและ ฝูงน้ำจากละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน ตรงกันข้ามกับละติจูดต่ำ ในละติจูดเขตอบอุ่นและละติจูดสูง ฤดูกาลของปีถูกกำหนดโดยสภาวะความร้อนเป็นหลัก ขึ้นอยู่กับความสมดุลของรังสี

ข้าว. 26. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก เดือนมิถุนายน [ใน 10 2 MJ/(m 2 x M es.)|

ในภูเขาทุกละติจูด การกระจายสมดุลของรังสีมีความซับซ้อนเนื่องจากอิทธิพลของระดับความสูง ระยะเวลาของการปกคลุมของหิมะ การเปิดรับความร้อนของทางลาด ความขุ่นมัว ฯลฯ โดยทั่วไปแม้ว่าค่ารังสีทั้งหมดในภูเขาจะเพิ่มขึ้นก็ตาม ความสมดุลของรังสีที่นั่นลดลงเนื่องจากอัลเบโด้ของหิมะและน้ำแข็ง และสัดส่วนของรังสีที่มีประสิทธิผลเพิ่มขึ้นและปัจจัยอื่นๆ

ชั้นบรรยากาศของโลกมีความสมดุลของการแผ่รังสีในตัวเอง การแผ่รังสีเข้าสู่ชั้นบรรยากาศเกิดขึ้นเนื่องจากการดูดซับทั้งรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นและรังสีภาคพื้นดินคลื่นยาว บรรยากาศใช้รังสีเนื่องจากการแผ่รังสีสวนทาง ซึ่งได้รับการชดเชยโดยรังสีจากพื้นดินอย่างสมบูรณ์ และเนื่องจากการแผ่รังสีที่ส่งออกไป จากการคำนวณของผู้เชี่ยวชาญ ความสมดุลของการแผ่รังสีในบรรยากาศเป็นลบ (-29%)

โดยทั่วไป ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกและบรรยากาศจะเป็น 0 กล่าวคือ โลกอยู่ในสภาวะสมดุลของการแผ่รังสี อย่างไรก็ตาม การแผ่รังสีที่มากเกินไปบนพื้นผิวโลกและการขาดรังสีในชั้นบรรยากาศ ทำให้เราตั้งคำถามว่า เหตุใดพื้นผิวโลกจึงไม่ถูกเผาด้วยรังสีที่มากเกินไป และเหตุใดชั้นบรรยากาศจึงขาดแคลน ไม่แช่แข็งถึงอุณหภูมิศูนย์สัมบูรณ์ใช่ไหม ความจริงก็คือระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศ (เช่นเดียวกับระหว่างพื้นผิวกับชั้นลึกของโลกและน้ำ) มีวิธีถ่ายเทความร้อนแบบไม่แผ่รังสี อย่างแรกคือการนำความร้อนระดับโมเลกุลและการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วน (H) ในระหว่างที่บรรยากาศถูกทำให้ร้อนและความร้อนจะถูกกระจายในแนวตั้งและแนวนอน ชั้นดินและน้ำลึกก็ได้รับความร้อนเช่นกัน ประการที่สองคือการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแอคทีฟซึ่งเกิดขึ้นเมื่อน้ำเปลี่ยนจากสถานะเฟสหนึ่งไปอีกสถานะหนึ่ง: ในระหว่างการระเหยความร้อนจะถูกดูดซับและในระหว่างการควบแน่นและการระเหิดของไอน้ำ ความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ (LE) จะถูกปล่อยออกมา

เป็นวิธีการถ่ายเทความร้อนแบบไม่ใช้รังสีที่สร้างสมดุลระหว่างสมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกและบรรยากาศ ส่งผลให้ทั้งอุณหภูมิเป็นศูนย์และป้องกันความร้อนสูงเกินไปของพื้นผิวและการเย็นเกินไปของชั้นบรรยากาศโลก พื้นผิวโลกสูญเสียรังสี 24% อันเป็นผลมาจากการระเหยของน้ำ (และบรรยากาศจึงได้รับปริมาณเท่ากันเนื่องจากการควบแน่นและการระเหิดของไอน้ำในภายหลังในรูปของเมฆและหมอก) และ 5% ของรังสีเมื่อ บรรยากาศได้รับความร้อนจากพื้นผิวโลก โดยรวมแล้ว มีจำนวนเท่ากับ 29% ของรังสีที่มีมากเกินไปบนพื้นผิวโลกและไม่มีในชั้นบรรยากาศ

ข้าว. 27. สมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก เดือนธันวาคม [ใน 10 2 MJ/(m 2 x M es.)]

ข้าว. 28.ส่วนผสม สมดุลความร้อนพื้นผิวโลกในเวลากลางวัน (อ้างอิงจาก S.P. Khromov)

ผลรวมเชิงพีชคณิตของความร้อนเข้าและออกทั้งหมดบนพื้นผิวโลกและในชั้นบรรยากาศเรียกว่าสมดุลความร้อน สมดุลการแผ่รังสีจึงเป็นองค์ประกอบที่สำคัญที่สุดของสมดุลความร้อน สมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกมีรูปแบบดังนี้

B – LE – P ± G = 0,

โดยที่ B คือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก LE คือการสูญเสียความร้อนเพื่อการระเหย (L – ความร้อนจำเพาะการระเหย, £ – มวลของน้ำระเหย), P – การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนระหว่างพื้นผิวด้านล่างและบรรยากาศ, G – การแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวด้านล่าง (รูปที่ 28) การสูญเสียความร้อนจากพื้นผิวเพื่อให้ความร้อนแก่ชั้นที่ใช้งานในระหว่างวันและฤดูร้อนได้รับการชดเชยเกือบทั้งหมดโดยการไหลกลับจากส่วนลึกสู่พื้นผิวในเวลากลางคืนและในฤดูหนาว ดังนั้นอุณหภูมิเฉลี่ยระยะยาวรายปีของชั้นบนของ ดินและน้ำในมหาสมุทรโลกถือว่าคงที่ และ G สำหรับเกือบทุกพื้นผิวถือว่ามีค่าเท่ากับศูนย์ ดังนั้นโดยสรุปในระยะยาว สมดุลความร้อนประจำปีของพื้นผิวดินและมหาสมุทรโลกจะถูกใช้ไปกับการระเหยและการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างพื้นผิวด้านล่างและบรรยากาศ

การกระจายสมดุลความร้อนเหนือพื้นผิวโลกมีความซับซ้อนมากกว่าสมดุลการแผ่รังสี เนื่องจากมีปัจจัยหลายประการที่มีอิทธิพลต่อมัน เช่น ความขุ่น การตกตะกอน การให้ความร้อนที่พื้นผิว ฯลฯ ที่ละติจูดที่ต่างกัน ค่าของสมดุลความร้อนจะแตกต่างจาก 0 นิ้ว ทิศทางเดียวหรืออย่างอื่น: ที่ละติจูดสูงจะเป็นลบ และที่ระดับต่ำ – เป็นบวก การขาดความร้อนในบริเวณขั้วโลกเหนือและใต้ได้รับการชดเชยด้วยการถ่ายเทความร้อนจากละติจูดเขตร้อนโดยอาศัยความช่วยเหลือจาก กระแสน้ำในมหาสมุทรและมวลอากาศ จึงสร้างสมดุลทางความร้อนระหว่างละติจูดต่างๆ ของพื้นผิวโลก

สมดุลความร้อนของบรรยากาศเขียนได้ดังนี้: –B + LE + P = 0

เห็นได้ชัดว่าระบบการระบายความร้อนเสริมของพื้นผิวโลกและบรรยากาศมีความสมดุลซึ่งกันและกัน: รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่เข้ามายังโลก (100%) มีความสมดุลโดยการสูญเสียรังสีของโลกเนื่องจากการสะท้อน (30%) และการแผ่รังสี (70%) ดังนั้นโดยทั่วไป ความร้อน ความสมดุลของโลกเช่นเดียวกับความสมดุลของการแผ่รังสีจะเท่ากับ 0 โลกอยู่ในสมดุลของการแผ่รังสีและความร้อนและการละเมิดใด ๆ ก็สามารถนำไปสู่ความร้อนสูงเกินไปหรือความเย็นของโลกของเรา

ธรรมชาติของสมดุลความร้อนและระดับพลังงานจะเป็นตัวกำหนดคุณลักษณะและความเข้มข้นของกระบวนการส่วนใหญ่ที่เกิดขึ้นในพื้นที่ทางภูมิศาสตร์ และเหนือสิ่งอื่นใดคือระบบการระบายความร้อนของชั้นโทรโพสเฟียร์

โลกได้รับความร้อนโดยการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นในชั้นบรรยากาศ และโดยเฉพาะอย่างยิ่งที่พื้นผิวโลก รังสีดวงอาทิตย์เป็นเพียงแหล่งความร้อนเพียงแหล่งเดียวที่เข้าสู่ระบบชั้นบรรยากาศ-โลก แหล่งความร้อนอื่นๆ (ความร้อนที่ปล่อยออกมาระหว่างการสลายตัวของธาตุกัมมันตภาพรังสีภายในโลก ความร้อนจากแรงโน้มถ่วง ฯลฯ) โดยรวมแล้วให้ความร้อนเพียงหนึ่งในห้าพันของความร้อนที่ไปถึงขอบเขตด้านบนของบรรยากาศจากรังสีดวงอาทิตย์ ดังนั้น และ สามารถละเลยได้เมื่อ การเรียบเรียงสมการสมดุลความร้อน

ความร้อนจะหายไปพร้อมกับรังสีคลื่นสั้นที่หนีออกไปในอวกาศ สะท้อนจากชั้นบรรยากาศ Soa และจาก SOP ของพื้นผิวโลก และเนื่องจากการแผ่รังสีคลื่นยาวที่มีประสิทธิผลจากพื้นผิวโลกและการแผ่รังสีในชั้นบรรยากาศ Ea

ดังนั้นที่ขอบเขตด้านบนของบรรยากาศ สมดุลความร้อนของโลกในฐานะดาวเคราะห์จึงประกอบด้วยการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแผ่รังสี:

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

โดยที่การเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนของระบบ “บรรยากาศ-โลก” ในช่วงเวลาหนึ่ง

ให้เราพิจารณาเงื่อนไขของสมการนี้ในช่วงเวลาหนึ่งปี ฟลักซ์ของการแผ่รังสีดวงอาทิตย์ที่ระยะห่างเฉลี่ยของโลกจากดวงอาทิตย์อยู่ที่ประมาณ 42.6-10° J/(m2-year) จากการไหลนี้โลกจะได้รับพลังงานจำนวนเท่ากับผลคูณของค่าคงที่แสงอาทิตย์ I0 โดยพื้นที่หน้าตัดของโลก pR2 เช่น I0 pR2 โดยที่ R คือรัศมีเฉลี่ยของโลก ภายใต้อิทธิพลของการหมุนของโลก พลังงานนี้จะถูกกระจายไปทั่วพื้นผิวโลก เท่ากับ 4рR2 ดังนั้น ค่าเฉลี่ยของฟลักซ์การแผ่รังสีแสงอาทิตย์ที่ส่องลงบนพื้นผิวแนวนอนของโลก โดยไม่คำนึงถึงการลดทอนของชั้นบรรยากาศ คือ Iо рR2/4рR3 = Iо/4 หรือ 0.338 kW/m2 ในช่วงเวลาหนึ่งปี พื้นผิวแต่ละตารางเมตรของขอบเขตด้านนอกของชั้นบรรยากาศจะได้รับพลังงานเฉลี่ยประมาณ 10.66-109 J หรือ 10.66 GJ ของพลังงานแสงอาทิตย์ เช่น Iо = 10.66 GJ/(m2*ปี)

ลองพิจารณาส่วนการบริโภคของสมการ (1) รังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงขอบเขตด้านนอกของบรรยากาศจะแทรกซึมเข้าไปในชั้นบรรยากาศบางส่วน และสะท้อนบางส่วนจากชั้นบรรยากาศและพื้นผิวโลกออกสู่อวกาศ จากข้อมูลล่าสุด อัลเบโด้โดยเฉลี่ยของโลกอยู่ที่ประมาณ 33% ประกอบด้วยการสะท้อนจากเมฆ (26%) และการสะท้อนจากพื้นผิวด้านล่าง (7:%) จากนั้นรังสีที่สะท้อนจากเมฆคือ Soa = 10.66*0.26 = 2.77 GJ/(m2*ปี) โดยพื้นผิวโลก - SOP = 10.66*0.07 = 0.75 GJ/(m2*ปี) และโดยทั่วไปแล้ว โลกจะสะท้อนกลับ 3.52 กิกะจูล/(ตร.ม.*ปี)

พื้นผิวโลกที่ได้รับความร้อนเนื่องจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ กลายเป็นแหล่งกำเนิดรังสีคลื่นยาวที่ทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น พื้นผิวของวัตถุใดๆ ที่มีอุณหภูมิสูงกว่าศูนย์สัมบูรณ์จะปล่อยพลังงานความร้อนออกมาอย่างต่อเนื่อง พื้นผิวและชั้นบรรยากาศของโลกก็ไม่มีข้อยกเว้น ตามกฎหมายของสเตฟาน-โบลต์ซมันน์ ความเข้มของรังสีขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของร่างกายและการแผ่รังสี:

อี = vuT4, (2)

โดยที่ E คือความเข้มของรังสีหรือรังสีจากภายใน W/m2 β คือความเปล่งรังสีของร่างกายเมื่อเทียบกับวัตถุสีดำสนิท โดยที่ β = 1; y - ค่าคงที่ Stefan-Boltzmann เท่ากับ 5.67*10-8 W/(m2*K4); T คืออุณหภูมิร่างกายสัมบูรณ์

ค่าสำหรับพื้นผิวที่แตกต่างกันมีตั้งแต่ 0.89 (ผิวน้ำเรียบ) ถึง 0.99 (หญ้าสีเขียวหนาแน่น) โดยเฉลี่ยสำหรับพื้นผิวโลกจะเท่ากับ 0.95

อุณหภูมิสัมบูรณ์ของพื้นผิวโลกอยู่ระหว่าง 190 ถึง 350 เคลวิน ที่อุณหภูมิดังกล่าว รังสีที่ปล่อยออกมาจะมีความยาวคลื่น 4-120 ไมครอน ดังนั้นรังสีทั้งหมดจึงเป็นรังสีอินฟราเรดและตาจะมองไม่เห็น

การแผ่รังสีภายในพื้นผิวโลก - E3 คำนวณตามสูตร (2) เท่ากับ 12.05 GJ/(m2*ปี) ซึ่งเท่ากับ 1.39 GJ/(m2*ปี) หรือสูงกว่ารังสีดวงอาทิตย์ที่ได้รับ 13% ที่ขอบบนของชั้นบรรยากาศ S0 การปล่อยรังสีจำนวนมากจากพื้นผิวโลกจะนำไปสู่การเย็นตัวลงอย่างรวดเร็ว หากไม่ได้รับการป้องกันโดยกระบวนการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์และบรรยากาศจากพื้นผิวโลก รังสีอินฟราเรดภาคพื้นดิน หรือการแผ่รังสีพื้นผิวโลกเอง ในช่วงความยาวคลื่น 4.5 ถึง 80 ไมครอน จะถูกดูดซับอย่างเข้มข้นโดยไอน้ำในชั้นบรรยากาศ และมีเพียงช่วง 8.5 - 11 ไมครอน เท่านั้นที่ผ่านชั้นบรรยากาศและออกไปสู่อวกาศ ในทางกลับกัน ไอน้ำในชั้นบรรยากาศยังปล่อยรังสีอินฟราเรดที่มองไม่เห็น ซึ่งรังสีส่วนใหญ่พุ่งลงสู่พื้นผิวโลก และส่วนที่เหลือจะออกไปในอวกาศ รังสีบรรยากาศที่มาถึงพื้นผิวโลกเรียกว่ารังสีต้านจากชั้นบรรยากาศ

จากการแผ่รังสีของบรรยากาศที่กำลังจะมาถึง พื้นผิวโลกดูดซับค่าของมันได้ 95% เนื่องจากตามกฎของ Kirchhoff ความสามารถในการปล่อยรังสีของร่างกายจะเท่ากับความสามารถในการดูดซับรังสีของมัน ดังนั้นการแผ่รังสีสวนทางจากชั้นบรรยากาศจึงเป็นแหล่งความร้อนที่สำคัญสำหรับพื้นผิวโลก นอกเหนือจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ด้วย คำจำกัดความโดยตรงการแผ่รังสีสวนทางของบรรยากาศไม่สามารถแก้ไขได้และคำนวณโดยวิธีทางอ้อม รังสีเคาน์เตอร์ของชั้นบรรยากาศที่ถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลกคือ Eza = 10.45 GJ/(m2 * ปี) สัมพันธ์กับ S0 คือ 98%

รังสีสวนกลับจะน้อยกว่ารังสีภาคพื้นดินเสมอ ดังนั้นพื้นผิวโลกจึงสูญเสียความร้อนเนื่องจากความแตกต่างเชิงบวกระหว่างรังสีของมันเองกับรังสีสวนกลับ ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีบนพื้นผิวโลกกับการแผ่รังสีทวนกระแสของชั้นบรรยากาศเรียกว่ารังสีประสิทธิผล (Ee):

เอ = เอซ - เอซ่า (3)

การแลกเปลี่ยนความร้อนจากแสงอาทิตย์ภาคพื้นดิน

การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพคือการสูญเสียสุทธิของพลังงานการแผ่รังสีและความร้อนจากพื้นผิวโลก ความร้อนที่หลบหนีออกสู่อวกาศมีค่าเท่ากับ 1.60 GJ/(m2 * ปี) หรือ 15% ของรังสีดวงอาทิตย์ที่ได้รับที่ขอบด้านบนของชั้นบรรยากาศ (ลูกศร Ez ในรูปที่ 9.1) ที่ละติจูดพอสมควร พื้นผิวโลกสูญเสียไปจากการแผ่รังสีประสิทธิผลประมาณครึ่งหนึ่งของปริมาณความร้อนที่ได้รับจากรังสีที่ถูกดูดซับ

การแผ่รังสีจากชั้นบรรยากาศมีความซับซ้อนมากกว่าการแผ่รังสีจากพื้นผิวโลก ประการแรก ตามกฎของเคอร์ชอฟฟ์ พลังงานจะถูกปล่อยออกมาโดยก๊าซที่ดูดซับพลังงานนั้นเท่านั้น เช่น ไอน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ และโอโซน ประการที่สอง การแผ่รังสีของก๊าซแต่ละชนิดมีความซับซ้อนและเลือกสรร เนื่องจากปริมาณไอน้ำลดลงตามความสูง ชั้นบรรยากาศที่เปล่งออกมาแรงที่สุดจึงอยู่ที่ระดับความสูง 6 - 10 กม. การแผ่รังสีคลื่นยาวของชั้นบรรยากาศสู่อวกาศโลก Ea = 5.54 GJ/(m2*ปี) ซึ่งคิดเป็นร้อยละ 52 ของรังสีดวงอาทิตย์ที่ไหลเข้าสู่ขอบเขตด้านบนของชั้นบรรยากาศ การแผ่รังสีคลื่นยาวจากพื้นผิวโลกและบรรยากาศที่เข้าสู่อวกาศเรียกว่ารังสีขาออกของสหภาพยุโรป โดยรวมแล้วมีค่าเท่ากับ 7.14 GJ/(m2*ปี) หรือ 67% ของรังสีดวงอาทิตย์ที่ไหลเข้ามา

แทนที่ค่าที่พบของ So, Soa, Sop, Ee และ Ea ลงในสมการ (1) เราจะได้ - ?Sз = 0 นั่นคือรังสีที่ออกไปพร้อมกับรังสีคลื่นสั้นที่สะท้อนและกระจัดกระจาย ดังนั้น ชดเชย การหลั่งไหลของรังสีดวงอาทิตย์มายังโลก กล่าวอีกนัยหนึ่ง โลกพร้อมกับชั้นบรรยากาศจะสูญเสียรังสีมากเท่าที่ได้รับ ดังนั้น จึงอยู่ในสภาวะสมดุลของรังสี

สมดุลทางความร้อนของโลกได้รับการยืนยันโดยการสังเกตอุณหภูมิในระยะยาว อุณหภูมิเฉลี่ยของโลกเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยในแต่ละปี และแทบจะไม่เปลี่ยนแปลงจากช่วงระยะยาวหนึ่งไปอีกช่วงหนึ่ง

ความสมดุลทางความร้อนของพื้นผิวโลก

ความสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกคือผลรวมเชิงพีชคณิตของความร้อนที่ไหลเข้าและออกจากพื้นผิวโลก แสดงโดยสมการ:

ที่ไหน ร- ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก ป- ความร้อนปั่นป่วนไหลระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศ แอล.อี.- การใช้ความร้อนเพื่อการระเหย ใน- การไหลของความร้อนจากพื้นผิวโลกลงสู่ส่วนลึกของดินหรือน้ำหรือในทางกลับกัน อัตราส่วนของส่วนประกอบของความสมดุลจะเปลี่ยนแปลงเมื่อเวลาผ่านไป ขึ้นอยู่กับคุณสมบัติของพื้นผิวด้านล่างและละติจูดทางภูมิศาสตร์ของสถานที่ ธรรมชาติของความสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกและระดับพลังงานเป็นตัวกำหนดลักษณะและความเข้มข้นของกระบวนการภายนอกส่วนใหญ่ ข้อมูลเกี่ยวกับสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก บทบาทใหญ่ในการศึกษาการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ การแบ่งเขตทางภูมิศาสตร์, ระบบการระบายความร้อนของสิ่งมีชีวิต

พจนานุกรมสารานุกรมนิเวศวิทยา - คีชีเนา: กองบรรณาธิการหลักของสารานุกรมโซเวียตมอลโดวา- ฉัน. เดดู. 1989.

• การแผ่รังสีความร้อน
• ความสมดุลความร้อนของระบบโลกและบรรยากาศ

ดูว่า "ความสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก" ในพจนานุกรมอื่น ๆ คืออะไร:

สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก- ผลรวมพีชคณิตของความร้อนที่ไหลมายังพื้นผิวโลกและปล่อยออกมาจากมัน... พจนานุกรมภูมิศาสตร์

ความสมดุลทางความร้อนของโลก อัตราส่วนของพลังงานเข้าและออก (การแผ่รังสีและความร้อน) บนพื้นผิวโลก ในชั้นบรรยากาศ และในระบบชั้นบรรยากาศของโลก แหล่งพลังงานหลักสำหรับพลังงานกายภาพ เคมี และชีวภาพส่วนใหญ่... ...

สมดุลความร้อน- พื้นผิวโลกคือผลรวมพีชคณิตของความร้อนที่ไหลเข้าและออกจากพื้นผิวโลก แสดงโดยสมการ: R + P + LE + B=0 โดยที่ R คือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก P ความร้อนปั่นป่วนไหลระหว่างโลก... ... พจนานุกรมนิเวศวิทยา

I ความสมดุลของความร้อนเป็นการเปรียบเทียบรายได้และการบริโภค (ใช้ไปอย่างมีประโยชน์และสูญเสียไป) ของความร้อนในกระบวนการทางความร้อนต่างๆ (ดูกระบวนการทางความร้อน) ในเทคโนโลยี T.b. ใช้ในการวิเคราะห์กระบวนการทางความร้อนที่เกิดขึ้นใน... สารานุกรมผู้ยิ่งใหญ่แห่งสหภาพโซเวียต

ใหญ่ พจนานุกรมสารานุกรม

การเปรียบเทียบรายได้และการใช้พลังงานความร้อนในการวิเคราะห์กระบวนการทางความร้อน รวบรวมทั้งในการศึกษากระบวนการทางธรรมชาติ (ความสมดุลความร้อนของบรรยากาศ มหาสมุทร พื้นผิวโลก และโลกโดยรวม ฯลฯ ) และในเทคโนโลยีในด้านความร้อนต่างๆ ... พจนานุกรมสารานุกรม

การเปรียบเทียบรายได้และการใช้พลังงานความร้อนในการวิเคราะห์กระบวนการทางความร้อน รวบรวมทั้งในการศึกษากระบวนการทางธรรมชาติ (T.B. ของชั้นบรรยากาศ มหาสมุทร พื้นผิวโลก และโลกโดยรวม ฯลฯ) และในเทคโนโลยีในรูปแบบต่างๆ อุปกรณ์ระบายความร้อน...... วิทยาศาสตร์ธรรมชาติ พจนานุกรมสารานุกรม

- (ยอดคงเหลือฝรั่งเศส ตั้งแต่บาลานเซอร์ไปจนถึงการดาวน์โหลด) 1) ความสมดุล 2) ในการบัญชีสมดุลบัญชีสำหรับจำนวนเงินเข้าและออกเพื่อชี้แจงสถานะของกิจการ 3) ผลการเปรียบเทียบการค้านำเข้าและส่งออกของประเทศ พจนานุกรม คำต่างประเทศ, เข้า... พจนานุกรมคำต่างประเทศในภาษารัสเซีย

บรรยากาศและพื้นผิวด้านล่าง ผลรวมของการไหลเข้าและการไหลออกของพลังงานรังสีที่ดูดซับและปล่อยออกมาโดยบรรยากาศและพื้นผิวด้านล่าง (ดูพื้นผิวด้านล่าง) สำหรับบรรยากาศของอาร์.บี. ประกอบด้วยส่วนที่ดูดซึมเข้ามา...... ... สารานุกรมผู้ยิ่งใหญ่แห่งสหภาพโซเวียต

โลก (จากพื้นเซมของชาวสลาฟทั่วไป ด้านล่าง) ดาวเคราะห์ดวงที่สามตามลำดับจากดวงอาทิตย์ ระบบสุริยะ, เครื่องหมายทางดาราศาสตร์ Å หรือ 🙋 I. บทนำ Z. อยู่ในอันดับที่ห้าในด้านขนาดและน้ำหนักในหมู่ ดาวเคราะห์ดวงใหญ่แต่มาจากสิ่งที่เรียกว่าดาวเคราะห์ กลุ่มภาคพื้นดิน, วี…… สารานุกรมผู้ยิ่งใหญ่แห่งสหภาพโซเวียต

แหล่งที่มาของความร้อนและพลังงานแสงสำหรับโลกคือรังสีดวงอาทิตย์ ค่าของมันขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ เนื่องจากมุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์จะลดลงจากเส้นศูนย์สูตรไปจนถึงขั้วโลก ยิ่งมุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์น้อยลงเท่าไรก็ยิ่งมากขึ้นเท่านั้น พื้นผิวขนาดใหญ่ลำแสงแสงอาทิตย์ที่มีหน้าตัดเดียวกันจะถูกกระจายออกไป ดังนั้นพลังงานจึงตกต่อหน่วยพื้นที่น้อยลง

เนื่องจากในระหว่างปีโลกหมุนรอบดวงอาทิตย์ 1 ครั้งโดยเคลื่อนที่โดยรักษามุมเอียงของแกนให้คงที่กับระนาบการโคจร (สุริยุปราคา) ฤดูกาลของปีจึงปรากฏขึ้นโดยมีเงื่อนไขความร้อนพื้นผิวที่แตกต่างกัน

ในวันที่ 21 มีนาคม และ 23 กันยายน ดวงอาทิตย์อยู่ที่จุดสุดยอดใต้เส้นศูนย์สูตร (วันวสันตวิษุวัต) วันที่ 22 มิถุนายน ดวงอาทิตย์อยู่ที่จุดสูงสุดเหนือเขตร้อนทางตอนเหนือ และวันที่ 22 ธันวาคม ดวงอาทิตย์อยู่ที่จุดสูงสุดเหนือเขตร้อนทางตอนใต้ บนพื้นผิวโลกโซนแสงและโซนความร้อนมีความโดดเด่น (ตามไอโซเทอร์มเฉลี่ยต่อปี +20 o C จะมีเส้นขอบของโซนอุ่น (ร้อน) ระหว่างไอโซเทอร์มเฉลี่ยรายปี +20 o C และไอโซเทอร์ม +10 o C มีเขตอบอุ่น ตามแนวอุณหภูมิ +10 o C - เขตแดนเย็น

รังสีของดวงอาทิตย์ส่องผ่านบรรยากาศโปร่งใสโดยไม่ให้ความร้อน ไปถึงพื้นผิวโลก ให้ความร้อน และจากนั้นอากาศก็ร้อนขึ้นเนื่องจากการแผ่รังสีคลื่นยาว ระดับความร้อนของพื้นผิวและอากาศ ขึ้นอยู่กับละติจูดของพื้นที่เป็นอันดับแรก เช่นเดียวกับ 1) ระดับความสูงเหนือระดับน้ำทะเล (เมื่อคุณสูงขึ้น อุณหภูมิของอากาศจะลดลงโดยเฉลี่ย 0.6°C ต่อ 100 ม. 2) คุณสมบัติของพื้นผิวด้านล่างซึ่งมีสีต่างกันและมีอัลเบโด้ต่างกัน - ความสามารถในการสะท้อนแสงของหิน นอกจากนี้พื้นผิวที่แตกต่างกันก็มีความจุความร้อนและการถ่ายเทความร้อนที่แตกต่างกัน เนื่องจากมีความจุความร้อนสูง น้ำร้อนจะร้อนขึ้นอย่างช้าๆ แต่แผ่นดินกลับตรงกันข้าม 3) จากชายฝั่งไปจนถึงด้านในของทวีป ปริมาณไอน้ำในอากาศลดลง และยิ่งบรรยากาศโปร่งใสมากขึ้น รังสีดวงอาทิตย์ก็ยิ่งกระจัดกระจายน้อยลงด้วยหยดน้ำ และรังสีดวงอาทิตย์ก็จะไปถึงพื้นผิวของ โลก

จำนวนทั้งสิ้นของสสารและพลังงานจากแสงอาทิตย์ที่มายังโลกเรียกว่าการแผ่รังสีจากแสงอาทิตย์ แบ่งเป็นทางตรงและทางกระจาย รังสีโดยตรง- เป็นชุดของแสงแดดโดยตรงที่ส่องผ่านชั้นบรรยากาศใต้ท้องฟ้าไร้เมฆ รังสีกระจัดกระจาย- ส่วนหนึ่งของรังสีที่กระจัดกระจายในชั้นบรรยากาศ รังสีจะไปทุกทิศทาง พี + พี = รังสีรวม- ส่วนหนึ่งของรังสีทั้งหมดที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกเรียกว่ารังสีสะท้อน ส่วนหนึ่งของรังสีทั้งหมดที่พื้นผิวโลกดูดซับไว้คือรังสีที่ถูกดูดซับ พลังงานความร้อนการเคลื่อนที่จากบรรยากาศที่ร้อนไปสู่พื้นผิวโลก ไปสู่การไหลของความร้อนจากโลก เรียกว่า รังสีตอบโต้ของบรรยากาศ

ปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดต่อปี หน่วยเป็น kcal/cm 2 ปี (อ้างอิงจาก T.V. Vlasova)

รังสีที่มีประสิทธิภาพ– ปริมาณที่แสดงการถ่ายเทความร้อนที่เกิดขึ้นจริงจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของโลกและการแผ่รังสีเคาน์เตอร์ของบรรยากาศเป็นตัวกำหนดความร้อนของพื้นผิว ความสมดุลของรังสีโดยตรงขึ้นอยู่กับรังสีที่มีประสิทธิผล - เป็นผลมาจากปฏิสัมพันธ์ของสองกระบวนการของการมาถึงและการใช้รังสีจากแสงอาทิตย์ มูลค่าของเครื่องชั่งส่วนใหญ่ได้รับอิทธิพลจากความขุ่นมัว ในกรณีที่มีความสำคัญในเวลากลางคืน มันจะสกัดกั้นรังสีคลื่นยาวจากโลก เพื่อป้องกันไม่ให้หลุดออกไปในอวกาศ

อุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นอากาศบนพื้นผิวและความสมดุลของความร้อนขึ้นอยู่กับการไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง

สมดุลความร้อนจะกำหนดอุณหภูมิ ขนาด และการเปลี่ยนแปลงบนพื้นผิวที่ได้รับความร้อนโดยตรงจากรังสีดวงอาทิตย์ เมื่อถูกความร้อน พื้นผิวนี้จะถ่ายเทความร้อน (ในช่วงคลื่นยาว) ทั้งไปยังชั้นที่อยู่ด้านล่างและสู่ชั้นบรรยากาศ พื้นผิวนั้นเรียกว่าพื้นผิวที่ใช้งานอยู่

องค์ประกอบหลักคือสมดุลความร้อนของชั้นบรรยากาศและพื้นผิวโลกโดยรวม

ตัวบ่งชี้	ค่าเป็น %
พลังงานมาถึงพื้นผิวโลกจากดวงอาทิตย์
รังสีที่สะท้อนจากชั้นบรรยากาศสู่อวกาศระหว่างดาวเคราะห์ได้แก่ 1) สะท้อนจากเมฆ 2) กระจายไป
รังสีที่ถูกดูดซับโดยบรรยากาศ ได้แก่ : 1) เมฆดูดซับ 2) ดูดซับโดยโอโซน 3) ดูดซับด้วยไอน้ำ
การแผ่รังสีที่เข้าสู่พื้นผิวด้านล่าง (ตรง + กระจาย)
จากนั้น: 1) สะท้อนจากพื้นผิวที่อยู่นอกชั้นบรรยากาศ 2) ถูกดูดซับโดยพื้นผิวด้านล่าง
จากนั้น: 1) การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ 2) การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนกับบรรยากาศ 3) การใช้ความร้อนเพื่อการระเหย

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิพื้นผิวในแต่ละวัน จะแห้งและไร้พืชพรรณ ในวันที่อากาศแจ่มใส อุณหภูมิสูงสุดจะเกิดขึ้นหลังเวลา 14.00 น. และอุณหภูมิต่ำสุดจะเกิดขึ้นในช่วงเวลาพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่นมัว ความชื้น และพืชพรรณบนพื้นผิวสามารถรบกวนรูปแบบอุณหภูมิในแต่ละวันได้

อุณหภูมิพื้นผิวดินสูงสุดในเวลากลางวันสามารถ +80 o C หรือมากกว่า ความผันผวนรายวันสูงถึง 40 องศา ขนาดของค่าที่รุนแรงและแอมพลิจูดของอุณหภูมิขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ช่วงเวลาของปี ความขุ่น คุณสมบัติทางความร้อนของพื้นผิว สี ความขรุขระ ธรรมชาติของพืชพรรณที่ปกคลุม และการวางแนวของความลาดชัน (การสัมผัส)

เมื่อได้รับความร้อน พื้นผิวจะถ่ายเทความร้อนไปยังดิน ต้องใช้เวลาในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่ง และช่วงเวลาของการเริ่มต้นของค่าอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวันจะล่าช้าประมาณ 3 ชั่วโมงทุกๆ 10 ซม. ยิ่งชั้นลึกเท่าไรก็ยิ่งได้รับความร้อนน้อยลงและความผันผวนของอุณหภูมิก็จะน้อยลงเท่านั้น ที่ระดับความลึกโดยเฉลี่ยประมาณ 1 เมตร ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ “หายไป” ชั้นที่พวกมันหยุดเรียกว่าชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่

ที่ระดับความลึก 5-10 เมตรในละติจูดเขตร้อน และ 25 เมตรในละติจูดสูง จะมีชั้นอุณหภูมิคงที่ต่อปี โดยอุณหภูมิจะใกล้เคียงกับอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีเหนือพื้นผิว

น้ำร้อนขึ้นช้าลงและปล่อยความร้อนช้าลง นอกจากนี้ รังสีดวงอาทิตย์ยังสามารถทะลุผ่านได้ลึกมาก โดยให้ความร้อนแก่ชั้นที่ลึกลงไปโดยตรง การถ่ายโอนความร้อนสู่ความลึกไม่ได้เกิดขึ้นมากนักเนื่องจากการนำความร้อนระดับโมเลกุล แต่เกิดขึ้นมากกว่าเนื่องจากการผสมน้ำโดยความปั่นป่วนหรือกระแสน้ำ เมื่อชั้นผิวของน้ำเย็นลง การพาความร้อนจะเกิดขึ้นพร้อมกับการผสมด้วย

ความผันผวนของอุณหภูมิบนพื้นผิวมหาสมุทรในแต่ละวันต่างจากพื้นดินน้อยกว่า ในละติจูดสูงค่าเฉลี่ยเพียง 0.1 องศาเซลเซียส ในละติจูดปานกลาง - 0.4 องศาเซลเซียส ในละติจูดเขตร้อน - 0.5 องศาเซลเซียส ความลึกของการเจาะทะลุของความผันผวนเหล่านี้อยู่ที่ 15-20 เมตร

แอมพลิจูดของอุณหภูมิรายปีบนพื้นผิวมหาสมุทรมีตั้งแต่ 1°C ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรไปจนถึง 10.2°° ในละติจูดพอสมควร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีเจาะลึกถึง 200-300 ม.

โมเมนต์ของอุณหภูมิสูงสุดในแหล่งน้ำจะล่าช้ากว่าบนบก สูงสุดจะเกิดขึ้นประมาณ 15-16 ชั่วโมง ขั้นต่ำคือ 2-3 ชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น อุณหภูมิสูงสุดประจำปีที่พื้นผิวมหาสมุทรในซีกโลกเหนือเกิดขึ้นในเดือนสิงหาคม และอุณหภูมิต่ำสุดในเดือนกุมภาพันธ์

ก่อนอื่นให้เราพิจารณาสภาพความร้อนของพื้นผิวโลกและชั้นบนสุดของดินและอ่างเก็บน้ำ นี่เป็นสิ่งจำเป็นเนื่องจากชั้นล่างของบรรยากาศได้รับความร้อนและความเย็นมากที่สุดโดยการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแผ่รังสีและไม่แผ่รังสีกับชั้นบนของดินและน้ำ ดังนั้นการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในชั้นล่างของบรรยากาศจึงถูกกำหนดโดยการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิพื้นผิวโลกเป็นหลักและติดตามการเปลี่ยนแปลงเหล่านี้

พื้นผิวโลกเช่น พื้นผิวของดินหรือน้ำ (รวมทั้งพืชพรรณ หิมะ น้ำแข็งปกคลุม) อย่างต่อเนื่อง และ ในรูปแบบที่แตกต่างกันได้รับและสูญเสียความร้อน ผ่านพื้นผิวโลก ความร้อนจะถูกถ่ายเทขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศและลงสู่ดินหรือน้ำ

ประการแรก การแผ่รังสีทั้งหมดและรังสีสวนกลับจากชั้นบรรยากาศมาถึงพื้นผิวโลก พวกมันถูกดูดซับโดยพื้นผิวไม่มากก็น้อยเช่น ใช้สำหรับทำความร้อนชั้นบนของดินและน้ำ ในขณะเดียวกัน พื้นผิวโลกก็แผ่รังสีออกมาเองและสูญเสียความร้อนไปด้วย

ประการที่สอง ความร้อนมาถึงพื้นผิวโลกจากด้านบน จากชั้นบรรยากาศ โดยผ่านการนำความร้อนแบบปั่นป่วน ในทำนองเดียวกัน ความร้อนจะระบายออกจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ โดยการนำความร้อน ความร้อนยังเคลื่อนจากพื้นผิวโลกลงสู่ดินและน้ำ หรือมาถึงพื้นผิวโลกจากส่วนลึกของดินและน้ำ

ประการที่สาม พื้นผิวโลกได้รับความร้อนเมื่อไอน้ำจากอากาศควบแน่นหรือสูญเสียความร้อนเมื่อน้ำระเหยออกไป ในกรณีแรก ความร้อนแฝงจะถูกปล่อยออกมา ในกรณีที่สอง ความร้อนจะผ่านเข้าสู่สถานะแฝง

เราจะไม่ยึดติดกับกระบวนการที่สำคัญน้อยกว่า (เช่น การใช้ความร้อนเพื่อละลายหิมะที่อยู่บนพื้นผิว หรือการกระจายความร้อนลึกลงไปในดินพร้อมกับน้ำที่ตกตะกอน)

ให้เราพิจารณาพื้นผิวโลกในอุดมคติ พื้นผิวทางเรขาคณิตซึ่งไม่มีความหนา ความจุความร้อนจึงเท่ากับศูนย์ เป็นที่ชัดเจนว่าในช่วงเวลาใดก็ตาม ความร้อนปริมาณเท่ากันจะขึ้นลงจากพื้นผิวโลกเมื่อได้รับจากด้านบนและด้านล่างในเวลาเดียวกัน โดยธรรมชาติแล้วถ้าเราไม่คำนึงถึงพื้นผิว แต่พิจารณาถึงชั้นหนึ่งของพื้นผิวโลก ความร้อนที่ไหลเข้าและออกอาจไม่เท่ากัน ในกรณีนี้ความร้อนที่เข้ามาส่วนเกินจะไหลผ่านกระแสขาออกตามกฎการอนุรักษ์พลังงานจะไปให้ความร้อนกับชั้นนี้และในกรณีตรงกันข้ามเพื่อทำให้เย็นลง

ดังนั้น ผลรวมพีชคณิตของความร้อนที่ไหลเข้าและออกบนพื้นผิวโลกจะต้องเท่ากับศูนย์ - นี่คือสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก ในการเขียนสมการสมดุลความร้อน เราจะรวมรังสีดูดกลืนและรังสีประสิทธิผลเข้าในสมดุลของรังสี:

บี = (สบาป ชม. + ดี)(1 – ก) – อีส.

การมาถึงของความร้อนจากอากาศหรือการปล่อยสู่อากาศโดยการนำความร้อนจะแสดงด้วยตัวอักษร ร- เราแสดงถึงการเพิ่มขึ้นหรือการบริโภคแบบเดียวกันผ่านการแลกเปลี่ยนความร้อนกับชั้นดินหรือน้ำที่ลึกกว่าเป็น G เราแสดงถึงการสูญเสียความร้อนในระหว่างการระเหยหรือการมาถึงของมันระหว่างการควบแน่นบนพื้นผิวโลก แอล.อี., ที่ไหน ล– ความร้อนจำเพาะของการระเหยและ อี- มวลของน้ำที่ระเหยหรือควบแน่น โปรดจำไว้ว่าองค์ประกอบอื่น - พลังงานที่ใช้สำหรับกระบวนการสังเคราะห์แสง - PAR นั้นน้อยมากเมื่อเทียบกับองค์ประกอบอื่น ๆ ดังนั้นในกรณีส่วนใหญ่จะไม่ได้ระบุไว้ในสมการ จากนั้นสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกจะเกิดขึ้น

ใน+ ร+ ช + แอล.อี. + ถามพาร์ = 0 หรือ ใน+ ร+ ช + แอล.อี. = 0

นอกจากนี้ ยังสามารถสังเกตได้ว่าความหมายของสมการนี้คือความสมดุลของการแผ่รังสีบนพื้นผิวโลกนั้นสมดุลโดยการถ่ายเทความร้อนแบบไม่แผ่รังสี

สมการสมดุลความร้อนสามารถใช้ได้ตลอดเวลา รวมถึงระยะยาวด้วย

จากการที่สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกเป็นศูนย์ จึงไม่เป็นไปตามที่อุณหภูมิพื้นผิวไม่เปลี่ยนแปลง หากการถ่ายเทความร้อนมุ่งลงด้านล่าง ความร้อนที่มาถึงพื้นผิวจากด้านบนและเคลื่อนตัวลึกลงไป จากนั้นส่วนใหญ่จะยังคงอยู่ในชั้นบนสุดของดินหรือน้ำ - ในสิ่งที่เรียกว่าชั้นแอคทีฟ อุณหภูมิของชั้นนี้และอุณหภูมิพื้นผิวโลกจึงเพิ่มขึ้น เมื่อความร้อนถูกถ่ายโอนผ่านพื้นผิวโลกจากล่างขึ้นบนสู่ชั้นบรรยากาศ ความร้อนจะออกจากชั้นแอคทีฟเป็นอันดับแรก ซึ่งเป็นผลมาจากอุณหภูมิพื้นผิวลดลง

จากวันต่อวันและปีต่อปี อุณหภูมิเฉลี่ยของชั้นแอคทีฟและพื้นผิวโลกในสถานที่ใดๆ เปลี่ยนแปลงเพียงเล็กน้อย ซึ่งหมายความว่าในระหว่างวัน ความร้อนจะเข้าสู่ดินหรือน้ำในปริมาณเท่ากันในระหว่างวันและออกไปในเวลากลางคืน เนื่องจากความร้อนลดลงในช่วงฤดูร้อนมากกว่าที่มาจากด้านล่าง ชั้นของดินและน้ำและพื้นผิวจึงร้อนขึ้นทุกวัน ในฤดูหนาว กระบวนการย้อนกลับจะเกิดขึ้น การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลของอินพุตและเอาท์พุตความร้อนในดินและน้ำตลอดทั้งปีเกือบจะสมดุลกัน และอุณหภูมิเฉลี่ยต่อปีของพื้นผิวโลกและชั้นกัมมันต์เปลี่ยนแปลงเพียงเล็กน้อยในแต่ละปี

มีความแตกต่างอย่างมากในลักษณะความร้อนและความร้อนของชั้นผิวดินและชั้นบนของแอ่งน้ำ ในดิน ความร้อนจะแพร่กระจายในแนวตั้งโดยการนำความร้อนระดับโมเลกุล และในน้ำที่เคลื่อนที่ได้ง่าย รวมถึงโดยการผสมชั้นน้ำแบบปั่นป่วน ซึ่งมีประสิทธิภาพมากกว่ามาก ความปั่นป่วนในแหล่งน้ำมีสาเหตุหลักจากคลื่นและกระแสน้ำ ในเวลากลางคืนและในฤดูหนาว การพาความร้อนจะเข้าร่วมกับความปั่นป่วนประเภทนี้: น้ำที่ระบายความร้อนบนพื้นผิวจะตกลงมาเนื่องจากความหนาแน่นที่เพิ่มขึ้น และถูกแทนที่ด้วยมากขึ้น น้ำอุ่นจากชั้นล่าง ในมหาสมุทรและทะเล การระเหยยังมีบทบาทบางอย่างในการผสมกันของชั้นต่างๆ และการถ่ายเทความร้อนที่เกี่ยวข้อง ด้วยการระเหยอย่างมีนัยสำคัญจากพื้นผิวทะเล ชั้นบนของน้ำจะมีรสเค็มมากขึ้นและมีความหนาแน่นมากขึ้น ส่งผลให้น้ำจมจากผิวน้ำลงสู่ระดับลึก นอกจากนี้รังสียังแทรกซึมลงไปในน้ำได้ลึกกว่าเมื่อเปรียบเทียบกับดิน ในที่สุด ความจุความร้อนของน้ำมีความสำคัญมากกว่าดิน และปริมาณความร้อนที่เท่ากันจะทำให้มวลน้ำร้อนขึ้นโดยมีอุณหภูมิต่ำกว่ามวลดินเท่ากัน

เป็นผลให้ความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละวันในน้ำขยายไปถึงระดับความลึกประมาณสิบเมตรและในดิน - น้อยกว่าหนึ่งเมตร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีในน้ำขยายไปถึงระดับความลึกหลายร้อยเมตร แต่ในดิน - เพียง 10-20 เมตร

ดังนั้นความร้อนที่มาถึงผิวน้ำในเวลากลางวันและฤดูร้อนจึงแทรกซึมเข้าไปลึกมากและทำให้น้ำมีความหนามาก อุณหภูมิของชั้นบนและพื้นผิวของน้ำเพิ่มขึ้นเล็กน้อย ในดินความร้อนที่เข้ามาจะถูกกระจายเป็นชั้นบนบาง ๆ ซึ่งร้อนมาก สมาชิก ชในสมการสมดุลความร้อนของน้ำมีค่ามากกว่าดินมากและ ปน้อยลงตามลำดับ

ในตอนกลางคืนและฤดูหนาว น้ำจะสูญเสียความร้อนจากชั้นผิวดิน แต่กลับได้รับความร้อนสะสมจากชั้นผิวด้านล่าง ดังนั้นอุณหภูมิผิวน้ำจึงลดลงอย่างช้าๆ บนพื้นผิวดินอุณหภูมิจะลดลงอย่างรวดเร็วเมื่อความร้อนถูกปล่อยออกมา: ความร้อนที่สะสมในชั้นบนบาง ๆ จะออกไปอย่างรวดเร็วและออกไปโดยไม่ต้องถูกเติมเต็มจากด้านล่าง

ส่งผลให้ในเวลากลางวันและฤดูร้อนอุณหภูมิผิวดินสูงกว่าอุณหภูมิผิวน้ำ ลดลงในเวลากลางคืนและในฤดูหนาว ซึ่งหมายความว่าความผันผวนของอุณหภูมิรายวันและรายปีบนพื้นผิวดินมีมากกว่าและมากกว่าบนผิวน้ำอย่างมีนัยสำคัญ

เนื่องจากความแตกต่างในการกระจายความร้อนเหล่านี้ในช่วงฤดูร้อนแอ่งน้ำจึงสะสมความร้อนจำนวนมากไว้ในชั้นน้ำที่ค่อนข้างหนาซึ่งถูกปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศในฤดูหนาว ในฤดูร้อน ดินจะปล่อยความร้อนส่วนใหญ่ที่ได้รับในตอนกลางวันออกมาในตอนกลางคืน และสะสมเพียงเล็กน้อยในฤดูหนาว ส่งผลให้อุณหภูมิอากาศเหนือทะเลในฤดูร้อนต่ำกว่าและสูงกว่าบนบกในฤดูหนาว

สารบัญ
ภูมิอากาศและอุตุนิยมวิทยา
แผนการสอน
อุตุนิยมวิทยาและภูมิอากาศวิทยา
บรรยากาศ สภาพอากาศ ภูมิอากาศ
การสังเกตการณ์อุตุนิยมวิทยา
การประยุกต์ใช้บัตร
กรมอุตุนิยมวิทยาและองค์การอุตุนิยมวิทยาโลก (WMO)
กระบวนการสร้างสภาพภูมิอากาศ
ปัจจัยทางดาราศาสตร์
ปัจจัยทางธรณีฟิสิกส์
ปัจจัยอุตุนิยมวิทยา
เกี่ยวกับรังสีดวงอาทิตย์
สมดุลความร้อนและการแผ่รังสีของโลก
การแผ่รังสีแสงอาทิตย์โดยตรง
การเปลี่ยนแปลงของรังสีดวงอาทิตย์ในชั้นบรรยากาศและบนพื้นผิวโลก
ปรากฏการณ์ที่เกี่ยวข้องกับการกระเจิงของรังสี
รังสีรวม การสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์ รังสีดูดกลืน PAR อัลเบโดของโลก
การแผ่รังสีจากพื้นผิวโลก
รังสีตอบโต้หรือรังสีตอบโต้
ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก
การกระจายสมดุลทางภูมิศาสตร์ของรังสี
ความกดอากาศและสนามบาริก
ระบบแรงดัน
ความผันผวนของแรงดัน
ความเร่งของอากาศภายใต้อิทธิพลของการไล่ระดับแบริก
แรงโก่งตัวของการหมุนของโลก
ธรณีสัณฐานและลมไล่ระดับ
กฎความดันของลม
ด้านหน้าในบรรยากาศ
ระบอบความร้อนของบรรยากาศ
สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก
ความแปรผันของอุณหภูมิบนผิวดินรายวันและรายปี
อุณหภูมิมวลอากาศ
ช่วงอุณหภูมิอากาศประจำปี
ภูมิอากาศแบบภาคพื้นทวีป
เมฆและฝน
การระเหยและความอิ่มตัว
ความชื้น
การกระจายความชื้นในอากาศตามภูมิศาสตร์
การควบแน่นในบรรยากาศ
เมฆ
การจำแนกคลาวด์ระหว่างประเทศ
มีเมฆมาก วงจรรายวันและรายปี
ปริมาณน้ำฝนที่ตกลงมาจากเมฆ (การจำแนกปริมาณฝน)
ลักษณะของระบบการตกตะกอน
ปริมาณน้ำฝนประจำปี
ความสำคัญทางภูมิอากาศของหิมะปกคลุม
เคมีบรรยากาศ
องค์ประกอบทางเคมีของชั้นบรรยากาศโลก
องค์ประกอบทางเคมีของเมฆ
องค์ประกอบทางเคมีของตะกอน