สมดุลความร้อนของบรรยากาศและพื้นผิว สารานุกรม

ให้เราพิจารณาระบอบการระบายความร้อนของชั้นกัมมันตภาพของโลกควบคู่ไปกับบรรยากาศด้วย ชั้นที่ใช้งานอยู่คือชั้นของดินหรือน้ำซึ่งมีอุณหภูมิผันผวนรายวันและรายปี การสังเกตพบว่าบนบก ความผันผวนในแต่ละวันขยายไปถึงระดับความลึก 1 - 2 เมตร และความผันผวนในแต่ละปีขยายไปถึงระดับหลายสิบเมตร ในทะเลและมหาสมุทร ความหนาของชั้นกัมมันต์นั้นมากกว่าบนบกหลายสิบเท่า การเชื่อมต่อระหว่างระบอบความร้อนของบรรยากาศกับชั้นแอคทีฟของโลกนั้นดำเนินการโดยใช้สมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกที่เรียกว่า สมการนี้ใช้ครั้งแรกในปี พ.ศ. 2484 เพื่อสร้างทฤษฎีความแปรผันของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวันโดยเอ.เอ. โดรอดนิทซิน. ในปีต่อๆ มา นักวิจัยหลายคนใช้สมการสมดุลความร้อนอย่างกว้างขวางเพื่อศึกษาคุณสมบัติต่างๆ ของชั้นผิวบรรยากาศ จนถึงการประเมินการเปลี่ยนแปลงที่จะเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของอิทธิพลที่ออกฤทธิ์ เช่น บนแผ่นน้ำแข็งอาร์กติก . ให้เราอาศัยที่มาของสมการสมดุลความร้อนสำหรับพื้นผิวโลก รังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงพื้นผิวโลกจะถูกดูดซับบนพื้นดินเป็นชั้นบาง ๆ ซึ่งมีความหนาแสดงด้วย (รูปที่ 1) นอกจากการไหลของรังสีดวงอาทิตย์แล้ว พื้นผิวโลกยังได้รับความร้อนในรูปของการไหลของรังสีอินฟราเรดจากชั้นบรรยากาศ และสูญเสียความร้อนผ่านการแผ่รังสีของมันเอง

ข้าว. 1.

ในดินแต่ละกระแสเหล่านี้เกิดการเปลี่ยนแปลง หากในชั้นประถมศึกษาที่มีความหนา (ความลึกที่วัดจากพื้นผิวถึงความลึกของดิน) การไหล Ф เปลี่ยนเป็น dФ เราก็สามารถเขียนได้

โดยที่ a คือสัมประสิทธิ์การดูดซึม คือความหนาแน่นของดิน เราได้รับความสัมพันธ์สุดท้ายในช่วงจากถึง

โดยที่ความลึกที่การไหลลดลง e เท่าเมื่อเปรียบเทียบกับการไหล Ф(0) ที่ นอกจากการแผ่รังสีแล้ว การถ่ายเทความร้อนยังเกิดขึ้นจากการแลกเปลี่ยนความปั่นป่วนของพื้นผิวดินกับบรรยากาศ และการแลกเปลี่ยนโมเลกุลกับชั้นดินที่อยู่ด้านล่าง ภายใต้อิทธิพลของการแลกเปลี่ยนที่ปั่นป่วน ดินจะสูญเสียหรือได้รับความร้อนในปริมาณที่เท่ากัน

นอกจากนี้น้ำจะระเหยออกจากผิวดิน (หรือไอน้ำควบแน่น) ซึ่งต้องใช้ความร้อนในปริมาณหนึ่ง

การไหลของโมเลกุลผ่านขอบเขตล่างของชั้นจะเขียนอยู่ในรูปแบบ

โดยที่ คือสัมประสิทธิ์การนำความร้อนของดิน คือความจุความร้อนจำเพาะของดิน และคือสัมประสิทธิ์การแพร่กระจายความร้อนของโมเลกุล

ภายใต้อิทธิพลของความร้อนที่ไหลเข้ามา อุณหภูมิของดินจะเปลี่ยนแปลงและที่อุณหภูมิใกล้ 0 น้ำแข็งจะละลาย (หรือน้ำแข็ง) ตามกฎการอนุรักษ์พลังงานในคอลัมน์แนวตั้งของความหนาของดิน เราสามารถเขียนได้:

ในสมการ (19) เทอมแรกทางด้านซ้ายแสดงถึงปริมาณความร้อนที่ใช้ในการเปลี่ยนปริมาณความร้อนของดิน cm 3 ต่อหน่วยเวลา ซึ่งเป็นความร้อนปริมาณที่สองที่ใช้กับน้ำแข็งละลาย () ทางด้านขวา ความร้อนทั้งหมดที่ไหลผ่านขอบเขตบนและล่างเข้าสู่ชั้นดินจะมีเครื่องหมาย "+" และความร้อนที่ออกจากชั้นจะมีเครื่องหมาย "-" สมการ (19) คือสมการสมดุลความร้อนของชั้นดินหนา ในเรื่องนี้ มุมมองทั่วไปสมการนี้ไม่มีอะไรมากไปกว่าสมการการไหลของความร้อนที่เขียนขึ้นสำหรับชั้นที่มีความหนาจำกัด ไม่สามารถดึงข้อมูลเพิ่มเติมใด ๆ ออกมาได้ (เมื่อเทียบกับสมการการไหลเข้าของความร้อน) เกี่ยวกับระบอบความร้อนของอากาศและดิน อย่างไรก็ตาม สมการสมดุลความร้อนสามารถระบุกรณีพิเศษได้หลายกรณี เมื่อสามารถใช้เป็นสมการได้โดยอิสระ สมการเชิงอนุพันธ์สภาพขอบเขต ในกรณีนี้ สมการสมดุลความร้อนช่วยให้เราสามารถระบุอุณหภูมิที่ไม่รู้จักของพื้นผิวโลกได้ กรณีพิเศษดังกล่าวจะเป็นดังนี้ บนพื้นดินที่ไม่มีหิมะหรือน้ำแข็งปกคลุม มูลค่าดังระบุแล้ว ถือว่าค่อนข้างน้อย ในเวลาเดียวกัน อัตราส่วนของปริมาณแต่ละปริมาณซึ่งเรียงลำดับตามความยาวเส้นทางของโมเลกุลนั้นค่อนข้างใหญ่ เป็นผลให้สมการของที่ดินในกรณีที่ไม่มีกระบวนการละลายน้ำแข็งสามารถเขียนได้ในระดับความแม่นยำเพียงพอดังนี้:

ผลรวมของสามพจน์แรกในสมการ (20) ไม่มีอะไรมากไปกว่า ความสมดุลของรังสี R ของพื้นผิวโลก ดังนั้น สมการสมดุลความร้อนสำหรับพื้นผิวดินจึงมีรูปแบบดังนี้

สมการสมดุลความร้อนในรูปแบบ (21) ใช้เป็นเงื่อนไขขอบเขตเมื่อศึกษาระบอบความร้อนของบรรยากาศและดิน

พื้นผิวโลกดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และเพิ่มความร้อนขึ้น ตัวมันเองกลายเป็นแหล่งกำเนิดรังสีความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศและผ่านออกไปสู่อวกาศ ยิ่งอุณหภูมิพื้นผิวสูง การแผ่รังสีก็จะยิ่งสูงขึ้น การแผ่รังสีคลื่นยาวของโลกนั้นส่วนใหญ่ล่าช้าในชั้นโทรโพสเฟียร์ ซึ่งร้อนขึ้นและปล่อยรังสีออกมา ซึ่งเป็นการสวนทางกับรังสีในชั้นบรรยากาศ ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกและการแผ่รังสีทวนของชั้นบรรยากาศเรียกว่า รังสีที่มีประสิทธิภาพโดยแสดงการสูญเสียความร้อนที่เกิดขึ้นจริงจากพื้นผิวโลกและมีค่าประมาณ 20%

ข้าว. 7.2. โครงการสมดุลรังสีและความร้อนเฉลี่ยต่อปี (อ้างอิงจาก K.Ya. Kondratiev, 1992)

บรรยากาศต่างจากพื้นผิวโลกที่ปล่อยออกมามากกว่าที่ดูดซับ การขาดพลังงานจะได้รับการชดเชยโดยการมาถึงของความร้อนจากพื้นผิวโลกพร้อมกับไอน้ำ เช่นเดียวกับความปั่นป่วน (ในกระบวนการของอากาศที่เพิ่มขึ้นซึ่งได้รับความร้อนที่พื้นผิวโลก) ความแตกต่างของอุณหภูมิที่เกิดขึ้นระหว่างละติจูดต่ำและละติจูดสูงนั้นถูกทำให้เรียบลงเนื่องจาก การพาตัว -การถ่ายเทความร้อนทางทะเลและกระแสลมเป็นหลักจากละติจูดต่ำไปสูง (รูปที่ 7.2 ด้านขวา) สำหรับข้อสรุปทางภูมิศาสตร์โดยทั่วไป ความผันผวนของจังหวะของรังสีเนื่องจากฤดูกาลที่เปลี่ยนแปลงก็มีความสำคัญเช่นกัน เนื่องจากระบอบการระบายความร้อนของพื้นที่เฉพาะขึ้นอยู่กับสิ่งนี้ คุณสมบัติการสะท้อนแสงของสิ่งปกคลุมพื้นดิน ความจุความร้อน และการนำความร้อนของตัวกลางทำให้การถ่ายโอนพลังงานความร้อนและการกระจายคุณลักษณะของพลังงานความร้อนมีความซับซ้อนยิ่งขึ้น

สมการสมดุลความร้อนปริมาณความร้อนอธิบายได้ด้วยสมการสมดุลความร้อน ซึ่งจะแตกต่างกันไปในแต่ละภูมิภาค องค์ประกอบที่สำคัญที่สุดคือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก รังสีแสงอาทิตย์ถูกใช้ไปกับการให้ความร้อนแก่ดินและอากาศ (และน้ำ) การระเหย การละลายหิมะและน้ำแข็ง การสังเคราะห์ด้วยแสง กระบวนการสร้างดิน และการผุกร่อนของหิน เนื่องจากธรรมชาติมีลักษณะสมดุลอยู่เสมอ ความเท่าเทียมกันจึงถูกสังเกตระหว่างการไหลเข้าของพลังงานและค่าใช้จ่ายซึ่งแสดงออกมา สมการสมดุลความร้อนพื้นผิวโลก:

ที่ไหน ร- ความสมดุลของรังสี แอล.อี.- ความร้อนที่เกิดขึ้นจากการระเหยของน้ำและการละลายของหิมะหรือน้ำแข็ง (ล- ความร้อนแฝงของการระเหยหรือการกลายเป็นไอ อี- อัตราการระเหยหรือการควบแน่น) เอ -การถ่ายเทความร้อนในแนวนอนโดยอากาศและกระแสน้ำในมหาสมุทรหรือการไหลเชี่ยว ร -การแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างพื้นผิวโลกกับอากาศ ใน -การแลกเปลี่ยนความร้อนของพื้นผิวโลกกับดินและหิน เอฟ- การใช้พลังงานเพื่อการสังเคราะห์ด้วยแสง กับ- การใช้พลังงานสำหรับการสร้างดินและการผุกร่อน ถาม+คิว- รังสีทั้งหมด ก- อัลเบโด้; ฉัน- การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพของบรรยากาศ

พลังงานที่ใช้ไปกับการสังเคราะห์ด้วยแสงและการก่อตัวของดินคิดเป็นสัดส่วนน้อยกว่า 1% ของงบประมาณการแผ่รังสี ดังนั้นองค์ประกอบเหล่านี้จึงมักละเว้นจากสมการ อย่างไรก็ตาม ในความเป็นจริงแล้ว สิ่งเหล่านี้มีความสำคัญได้เนื่องจากพลังงานนี้มีความสามารถในการสะสมและเปลี่ยนเป็นรูปแบบอื่นได้ (พลังงานที่เปลี่ยนแปลงได้) กระบวนการสะสมพลังงานแปลงสภาพที่ใช้พลังงานต่ำแต่ยาวนาน (หลายร้อยล้านปี) มีผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อขอบเขตทางภูมิศาสตร์ โดยสะสมพลังงานไว้ประมาณ 11×10 14 J/m2 ในกระจัดกระจาย สารอินทรีย์ในหินตะกอนรวมทั้งในรูปของถ่านหินน้ำมันหินดินดาน

สมการสมดุลความร้อนสามารถหาได้จากพื้นที่ทางภูมิศาสตร์และช่วงเวลาใดๆ โดยคำนึงถึงความจำเพาะของสภาพภูมิอากาศและการมีส่วนร่วมของส่วนประกอบต่างๆ (สำหรับพื้นดิน มหาสมุทร พื้นที่ที่มีการก่อตัวของน้ำแข็ง การไม่กลายเป็นน้ำแข็ง ฯลฯ)

การถ่ายเทและการกระจายความร้อนการถ่ายเทความร้อนจากพื้นผิวสู่บรรยากาศเกิดขึ้นได้ 3 วิธี ได้แก่ การแผ่รังสีความร้อน การให้ความร้อนหรือความเย็นของอากาศเมื่อสัมผัสกับพื้นดิน และการระเหยของน้ำ ไอน้ำที่ลอยขึ้นสู่บรรยากาศควบแน่นและก่อตัวเป็นเมฆหรือตกลงมาในรูปของการตกตะกอน และความร้อนที่เกิดจากสิ่งนี้จะเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ รังสีที่ชั้นบรรยากาศดูดซับและความร้อนของการควบแน่นของไอน้ำจะชะลอการสูญเสียความร้อนจากพื้นผิวโลก ในพื้นที่แห้งแล้ง อิทธิพลนี้จะลดลง และเราสังเกตเห็นแอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันและรายปีที่ใหญ่ที่สุด แอมพลิจูดของอุณหภูมิที่เล็กที่สุดเป็นลักษณะของภูมิภาคมหาสมุทร ในฐานะที่เป็นอ่างเก็บน้ำขนาดใหญ่ มหาสมุทรกักเก็บความร้อนได้มากขึ้น ซึ่งช่วยลดความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละปีเนื่องจากความร้อนที่สูง ความจุความร้อนจำเพาะน้ำ. ดังนั้นบนโลก น้ำจึงมีบทบาทสำคัญในการสะสมความร้อน

โครงสร้างของสมดุลความร้อนขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์และประเภทของภูมิทัศน์ซึ่งในทางกลับกันก็ขึ้นอยู่กับมันด้วย มันเปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญไม่เพียงแต่เมื่อเคลื่อนที่จากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้วโลกเท่านั้น แต่ยังเปลี่ยนแปลงเมื่อเคลื่อนที่จากพื้นดินสู่ทะเลด้วย พื้นดินและมหาสมุทรต่างกันทั้งปริมาณรังสีที่ดูดซับและธรรมชาติของการกระจายความร้อน ในมหาสมุทรในฤดูร้อน ความร้อนจะกระจายไปลึกหลายร้อยเมตร ในช่วงฤดูร้อน จาก 1.3 × 10 9 ถึง 2.5 × 10 9 J/m2 จะสะสมอยู่ในมหาสมุทร บนบก ความร้อนกระจายไปลึกเพียงไม่กี่เมตร และในช่วงฤดูร้อน ประมาณ 0.1 × 10 9 J/m 2 จะสะสมที่นี่ ซึ่งน้อยกว่าในมหาสมุทร 10-25 เท่า เนื่องจากมีความร้อนสำรองสูง มหาสมุทรจึงเย็นตัวในฤดูหนาวน้อยกว่าบนบก การคำนวณแสดงให้เห็นว่าปริมาณความร้อนเดียวในมหาสมุทรนั้นสูงกว่าปริมาณความร้อนที่ส่งไปยังพื้นผิวโลกโดยรวมถึง 21 เท่า แม้แต่ในน้ำทะเลที่ลึกถึง 4 เมตร ก็ยังร้อนมากกว่าในชั้นบรรยากาศทั้งหมดถึง 4 เท่า

พลังงานมากถึง 80% ที่มหาสมุทรดูดซับนั้นถูกใช้ไปกับการระเหยของน้ำ ซึ่งมีค่าเท่ากับ 12 × 10 23 J/m 2 ต่อปี ซึ่งมากกว่ารายการเดียวกันในสมดุลความร้อนของพื้นดินถึง 7 เท่า พลังงาน 20% ถูกใช้ไปในการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนกับบรรยากาศ (ซึ่งมากกว่าบนบกด้วย) การแลกเปลี่ยนความร้อนในแนวดิ่งระหว่างมหาสมุทรกับชั้นบรรยากาศยังช่วยกระตุ้นการถ่ายเทความร้อนในแนวนอน ซึ่งทำให้บางส่วนจบลงบนบก ชั้นน้ำสูง 50 เมตรมีส่วนร่วมในการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างมหาสมุทรกับชั้นบรรยากาศ

การเปลี่ยนแปลงสมดุลของรังสีและความร้อนผลรวมประจำปีของความสมดุลของรังสีเป็นบวกเกือบทุกที่บนโลก ยกเว้นบริเวณน้ำแข็งของกรีนแลนด์และแอนตาร์กติกา ค่าเฉลี่ยรายปีจะลดลงในทิศทางจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้วตามรูปแบบการกระจายตัวของรังสีดวงอาทิตย์ทั่วโลก (รูปที่ 7.3) ความสมดุลของรังสีเหนือมหาสมุทรมีมากกว่าบนบก นี่เป็นเพราะอัลเบโด้ที่ต่ำกว่าของผิวน้ำและมีความชื้นเพิ่มขึ้นในละติจูดเส้นศูนย์สูตรและเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลของสมดุลการแผ่รังสีเกิดขึ้นที่ละติจูดทั้งหมดแต่ด้วย องศาที่แตกต่างกันการแสดงออก ที่ละติจูดต่ำ ฤดูกาลจะถูกกำหนดโดยระบบการตกตะกอน เนื่องจากสภาวะความร้อนที่นี่เปลี่ยนแปลงเพียงเล็กน้อย ในละติจูดเขตอบอุ่นและละติจูดสูง ฤดูกาลจะถูกกำหนดโดยระบบการระบายความร้อน: ความสมดุลของการแผ่รังสีจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ค่าบวกในฤดูร้อนไปจนถึงค่าลบในฤดูหนาว ความสมดุลเชิงลบของช่วงหนาวเย็นของปีในละติจูดเขตอบอุ่นและขั้วโลกจะได้รับการชดเชยบางส่วนด้วยการพาความร้อนทางอากาศและกระแสน้ำจากละติจูดต่ำ

เพื่อรักษาสมดุลพลังงานของโลก จะต้องมีการถ่ายเทความร้อนไปยังขั้วไฟฟ้า ความร้อนนี้ถูกถ่ายเทโดยกระแสน้ำในมหาสมุทรค่อนข้างน้อย ส่วนที่เหลือเกิดจากบรรยากาศ ความแตกต่างในการทำความร้อนของโลกทำให้มันทำหน้าที่เป็นเครื่องยนต์ความร้อนทางภูมิศาสตร์ โดยถ่ายเทความร้อนจากเครื่องทำความร้อนไปยังเครื่องทำความเย็น โดยธรรมชาติแล้ว กระบวนการนี้เกิดขึ้นได้ในสองรูปแบบ: ประการแรก รูปแบบความไม่เป็นเนื้อเดียวกันเชิงอุณหพลศาสตร์เชิงอุณหพลศาสตร์ ระบบดาวเคราะห์ลมและกระแสน้ำในทะเล ประการที่สอง ระบบดาวเคราะห์เหล่านี้มีส่วนร่วมในการกระจายความร้อนและความชื้นบนโลก ดังนั้นความร้อนจึงถูกถ่ายโอนจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้วโลกโดยกระแสลมหรือกระแสน้ำในมหาสมุทร และอากาศเย็นหรือกระแสน้ำในมหาสมุทรจะถูกถ่ายโอนไปยังเส้นศูนย์สูตร ฝูงน้ำ- ในรูป รูปที่ 7.4 แสดงการเคลื่อนย้ายน้ำอุ่นผิวดินไปทางขั้วโลกในมหาสมุทรแอตแลนติก การถ่ายเทความร้อนไปยังขั้วจะสูงถึงประมาณละติจูด 40° และกลายเป็นศูนย์ที่ขั้ว

การที่รังสีดวงอาทิตย์ไหลเข้ามาไม่เพียงแต่ขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์เท่านั้น แต่ยังขึ้นอยู่กับช่วงเวลาของปีด้วย (ตาราง 7.4) เป็นที่น่าสังเกตว่าใน ช่วงฤดูร้อนอาร์กติกได้รับความร้อนมากกว่าเส้นศูนย์สูตร แต่เนื่องจากทะเลอาร์กติกมีอัลเบโดสูง น้ำแข็งจึงไม่ละลายที่นี่

การกระจายอุณหภูมิบน การกระจายแนวนอนอิทธิพลของอุณหภูมิ ที่ตั้งทางภูมิศาสตร์การบรรเทา คุณสมบัติ และองค์ประกอบของวัสดุของพื้นผิวด้านล่าง ระบบ กระแสน้ำในมหาสมุทรและธรรมชาติของการไหลเวียนของบรรยากาศในพื้นผิวและชั้นใกล้น้ำ

ข้าว. 7.3. การกระจายสมดุลของรังสีเฉลี่ยต่อปีบนพื้นผิวโลก MJ/(m 2 × ปี) (อ้างอิงจาก S.P. Khromov และ M.A. Petrosyants, 1994)

ข้าว. 7.4. การถ่ายเทความร้อนทางภาคเหนือ มหาสมุทรแอตแลนติก, องศาเซลเซียส(หลัง เอส. เนชิบา, 1991) บริเวณที่น้ำผิวดินอุ่นกว่าค่าเฉลี่ยของมหาสมุทรจะถูกแรเงา ตัวเลขระบุปริมาณการถ่ายเทน้ำตามปริมาตร (ล้าน ลบ.ม./วินาที) ลูกศรระบุทิศทางกระแสน้ำ เส้นหนาคือกัลฟ์สตรีม

ตารางที่ 7.4. รังสีทั้งหมดที่มาถึงพื้นผิวโลก (N.I. Egorov, 1966)

แหล่งพลังงานหลักสำหรับพลังงานกายภาพ เคมี และพลังงานส่วนใหญ่ กระบวนการทางชีวภาพในชั้นบรรยากาศ ไฮโดรสเฟียร์ และในชั้นบนของเปลือกโลกคือการแผ่รังสีแสงอาทิตย์ ดังนั้นอัตราส่วนของส่วนประกอบต่างๆ - อธิบายลักษณะของการเปลี่ยนแปลงในเปลือกเหล่านี้

ต.บ. เป็นตัวแทนของสูตรเฉพาะของกฎการอนุรักษ์พลังงาน และรวบรวมไว้สำหรับส่วนของพื้นผิวโลก (T.b. ของพื้นผิวโลก) สำหรับเสาแนวตั้งที่ผ่านชั้นบรรยากาศ (T.b. บรรยากาศ) สำหรับคอลัมน์ดังกล่าวที่ผ่านชั้นบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลก, ไฮโดรสเฟียร์ (T. b. ระบบบรรยากาศโลก)

ต.บ. พื้นผิวโลก: R + P + F0 + LE = 0 คือผลรวมเชิงพีชคณิตของพลังงานที่ไหลระหว่างองค์ประกอบของพื้นผิวโลกและพื้นที่โดยรอบ ฟลักซ์เหล่านี้ประกอบด้วยรังสี (หรือรังสีตกค้าง) R - ระหว่างรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นที่ถูกดูดซับกับรังสีที่มีประสิทธิภาพคลื่นยาวจากพื้นผิวโลก ความสมดุลของรังสีที่เป็นบวกหรือลบจะได้รับการชดเชยด้วยการไหลของความร้อนหลายๆ ครั้ง เนื่องจากพื้นผิวโลกมักจะไม่เท่ากับอุณหภูมิอากาศ ความร้อนจึงเกิดขึ้นระหว่างพื้นผิวด้านล่างกับชั้นบรรยากาศ การไหลของความร้อน F0 ที่คล้ายกันเกิดขึ้นระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นลึกของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์ ในกรณีนี้ การไหลของความร้อนในดินจะถูกกำหนดโดยการนำความร้อนระดับโมเลกุล ในขณะที่ในแหล่งกักเก็บจะมีความปั่นป่วนไม่มากก็น้อย การไหลของความร้อน F0 ระหว่างพื้นผิวของอ่างเก็บน้ำกับชั้นที่ลึกกว่านั้นมีค่าเท่ากับตัวเลขการเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนของอ่างเก็บน้ำในช่วงเวลาที่กำหนด และการถ่ายเทความร้อนโดยกระแสในอ่างเก็บน้ำ จำเป็นใน T.b. พื้นผิวโลกมักจะมีความร้อนบน LE ซึ่งหมายถึงมวลของน้ำระเหย E ต่อความร้อนของการระเหย L ค่าของ LE ขึ้นอยู่กับความชื้นของพื้นผิวโลก อุณหภูมิ ความชื้นในอากาศ และความเข้มของการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วน ในชั้นผิวของอากาศซึ่งเป็นตัวกำหนดการถ่ายเทน้ำจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ

สมการ T.b. บรรยากาศมี: Ra + Lr + P + Fa = DW

ต.บ. บรรยากาศประกอบด้วยความสมดุลของรังสี Ra; การมาถึงหรือการใช้ความร้อน Lr ในระหว่างการเปลี่ยนเฟสของน้ำในบรรยากาศ (g - การตกตะกอน) การมาถึงหรือการใช้ความร้อน P เกิดจากการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนของชั้นบรรยากาศกับพื้นผิวโลก การมาถึงหรือการสูญเสียความร้อนฟ้าที่เกิดจากการแลกเปลี่ยนความร้อนผ่านผนังแนวตั้งของคอลัมน์ซึ่งสัมพันธ์กับการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศและความปั่นป่วนแบบมหภาค นอกจากนี้ ในสมการ T.b. บรรยากาศรวมถึง DW ซึ่งเท่ากับขนาดของการเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนภายในคอลัมน์

สมการ T.b. ระบบโลกและบรรยากาศสอดคล้องกับผลรวมพีชคณิตของสมการ T.b. พื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศ ส่วนประกอบของ T.b. พื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศสำหรับภูมิภาคต่างๆ ของโลกถูกกำหนดโดยการสังเกตทางอุตุนิยมวิทยา (ที่สถานีแอกติโนเมตริก ที่สถานีอุตุนิยมวิทยาพิเศษ บนดาวเทียมอุตุนิยมวิทยาของโลก) หรือโดยการคำนวณทางภูมิอากาศ

ค่าละติจูดของส่วนประกอบของ T.b. พื้นผิวโลกสำหรับมหาสมุทร แผ่นดิน และโลก และ T. b. บรรยากาศได้รับในตารางที่ 1, 2 โดยที่ค่าของเงื่อนไขของ T. b ถือว่าเป็นบวกหากสอดคล้องกับการมาถึงของความร้อน เนื่องจากตารางเหล่านี้อ้างถึงเงื่อนไขรายปีโดยเฉลี่ย จึงไม่รวมคำศัพท์ที่แสดงถึงการเปลี่ยนแปลงในปริมาณความร้อนของบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลก เนื่องจากเงื่อนไขเหล่านี้มีค่าใกล้เคียงกับศูนย์

สำหรับโลกพร้อมกับชั้นบรรยากาศ T. b. นำเสนอเมื่อ หน่วยของพื้นที่ผิวของขอบเขตด้านนอกของชั้นบรรยากาศได้รับฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์เท่ากับค่าเฉลี่ยประมาณ 250 กิโลแคลอรี/ซม.2 ใน ซึ่งในจำนวนนั้นสะท้อนกลับโลกประมาณ 4 และ 167 กิโลแคลอรี/ซม.2 ต่อปีคือ ถูกดูดซับโดยโลก (ลูกศร Qs บน ข้าว.- การแผ่รังสีคลื่นสั้นมาถึงพื้นผิวโลกเท่ากับ 126 kcal/cm2 ต่อปี; สะท้อนถึงปริมาณนี้ 18 kcal/cm2 ต่อปี และ 108 kcal/cm2 ต่อปีถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลก (ลูกศร Q) บรรยากาศดูดซับรังสีคลื่นสั้นได้ 59 kcal/cm2 ต่อปี ซึ่งน้อยกว่าของโลกอย่างมาก การแผ่รังสีคลื่นยาวที่มีประสิทธิผลของพื้นผิวโลกคือ 36 kcal/cm2 ต่อปี (ลูกศร I) ดังนั้นความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกคือ 72 kcal/cm2 ต่อปี การแผ่รังสีคลื่นยาวจากโลกสู่อวกาศคือ 167 kcal/cm2 ต่อปี (ลูกศร คือ) ดังนั้น พื้นผิวโลกจึงได้รับพลังงานรังสีประมาณ 72 กิโลแคลอรี/ซม.2 ต่อปี ซึ่งบางส่วนถูกใช้ไปกับการระเหยของน้ำ (วงกลม LE) และบางส่วนกลับคืนสู่ชั้นบรรยากาศผ่านการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วน (ลูกศร P)

โต๊ะ 1. - สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก, kcal/cm2 year

องศา

โลกโดยเฉลี่ย

Rเพียงใด?

R۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞

۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞ ۷۰۰۰۷۰۰۷۰۰۷۰۪۫۞۰۷۞۰۷ ۷۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۷۞۞۰۞۞۞۞۞۞.F0.}.

ละติจูด 70-60 เหนือ

ละติจูด 0-10 ใต้

โลกโดยรวม

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

ข้อมูลส่วนประกอบของ T.b. ถูกนำมาใช้ในการพัฒนาปัญหาต่างๆ มากมายในภูมิอากาศวิทยา อุทกวิทยาของแผ่นดิน และสมุทรศาสตร์ ใช้เพื่อยืนยันแบบจำลองเชิงตัวเลขของทฤษฎีสภาพภูมิอากาศและเพื่อทดสอบผลลัพธ์ของการใช้แบบจำลองเหล่านี้เชิงประจักษ์ เนื้อหาเกี่ยวกับ T.b. เล่นใหญ่

ด้วยการดูดซับพลังงานรังสีของดวงอาทิตย์ โลกจึงกลายเป็นแหล่งกำเนิดรังสี อย่างไรก็ตาม การแผ่รังสีของดวงอาทิตย์และการแผ่รังสีของโลกมีความแตกต่างกันอย่างมีนัยสำคัญ รังสีตรง กระจาย และสะท้อนจากดวงอาทิตย์มีความยาวคลื่นตั้งแต่ 0.17 ถึง 2-4 เอ็มเค,และถูกเรียกว่า คลื่นสั้นรังสี พื้นผิวโลกที่ร้อนจัดจะปล่อยรังสีในช่วงความยาวคลื่นตั้งแต่ 2-4 ถึง 40 ตามอุณหภูมิของมัน ม.คและถูกเรียกว่า คลื่นยาวโดยทั่วไปแล้ว ทั้งรังสีจากดวงอาทิตย์และรังสีจากโลกต่างก็มีคลื่นทุกความยาวคลื่น แต่พลังงานส่วนใหญ่ (99.9%) อยู่ในช่วงความยาวคลื่นที่ระบุ ความแตกต่างของความยาวคลื่นของรังสีจากดวงอาทิตย์และโลกมีบทบาท บทบาทใหญ่ในระบบการระบายความร้อนของพื้นผิวโลก

ดังนั้นเมื่อได้รับความร้อนจากรังสีดวงอาทิตย์ โลกของเราจึงกลายเป็นแหล่งกำเนิดรังสี คลื่นยาวหรือรังสีความร้อนที่ปล่อยออกมาจากพื้นผิวโลก พุ่งจากล่างขึ้นบน ขึ้นอยู่กับความยาวคลื่น ไม่ว่าจะผ่านชั้นบรรยากาศโดยไม่มีอะไรขัดขวางหรือถูกมันล่าช้าออกไป ได้มีการกำหนดไว้ว่าการแผ่รังสีของคลื่นมีความยาว 9-12 ม.คเข้าสู่อวกาศระหว่างดวงดาวอย่างอิสระส่งผลให้พื้นผิวโลกสูญเสียความร้อนบางส่วน

เพื่อแก้ปัญหาสมดุลทางความร้อนของพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศ จำเป็นต้องพิจารณาว่าพลังงานแสงอาทิตย์เข้าสู่ภูมิภาคต่าง ๆ ของโลกเป็นจำนวนเท่าใด และพลังงานนี้ถูกแปลงเป็นพลังงานประเภทอื่นเป็นจำนวนเท่าใด

ความพยายามที่จะคำนวณปริมาณพลังงานแสงอาทิตย์ที่เข้าสู่พื้นผิวโลกนั้นอยู่ตรงกลาง สิบเก้าศตวรรษ หลังจากที่เครื่องมือแอกติโนเมตริกชิ้นแรกถูกสร้างขึ้น อย่างไรก็ตามเฉพาะในยุค 40 เท่านั้น XXศตวรรษ เริ่มมีการพัฒนาปัญหาการศึกษาสมดุลความร้อนในวงกว้าง สิ่งนี้ได้รับการอำนวยความสะดวกโดยการพัฒนาอย่างกว้างขวางของเครือข่ายแอกติโนเมตริกของสถานีในช่วงหลังสงคราม โดยเฉพาะอย่างยิ่งในช่วงการเตรียมการสำหรับปีธรณีฟิสิกส์สากล ในสหภาพโซเวียตเพียงประเทศเดียว จำนวนสถานีแอกติโนเมตริกถึง 200 สถานีในช่วงเริ่มต้นของ IGY ในเวลาเดียวกัน ปริมาณการสังเกตที่สถานีเหล่านี้ขยายตัวอย่างมาก นอกเหนือจากการวัดการแผ่รังสีคลื่นสั้นของดวงอาทิตย์แล้ว ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกยังถูกกำหนดอีกด้วย กล่าวคือ ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีคลื่นสั้นที่ถูกดูดซับและการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพของคลื่นยาวของพื้นผิวด้านล่าง ที่สถานีแอกติโนเมตริกหลายแห่ง มีการสังเกตการณ์อุณหภูมิและความชื้นของอากาศที่ระดับความสูง ทำให้สามารถคำนวณต้นทุนความร้อนสำหรับการระเหยและการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วนได้

นอกเหนือจากการสังเกตแอกติโนเมตริกอย่างเป็นระบบที่ดำเนินการที่เครือข่ายของสถานีแอกติโนเมตริกภาคพื้นดินตามโปรแกรมประเภทเดียวกันแล้ว ปีที่ผ่านมากำลังดำเนินการทดลองเพื่อศึกษาฟลักซ์การแผ่รังสีในบรรยากาศอิสระ เพื่อจุดประสงค์นี้ การวัดความสมดุลของรังสีคลื่นยาวอย่างเป็นระบบที่ระดับความสูงต่างๆ ในโทรโพสเฟียร์จะทำที่สถานีหลายแห่งโดยใช้คลื่นวิทยุพิเศษ การสังเกตเหล่านี้ตลอดจนข้อมูลเกี่ยวกับฟลักซ์การแผ่รังสีในบรรยากาศอิสระที่ได้จากบอลลูน เครื่องบิน จรวดธรณีฟิสิกส์ และ ดาวเทียมประดิษฐ์โลกทำให้สามารถศึกษาระบอบการปกครองของส่วนประกอบของสมดุลความร้อนได้

การใช้วัสดุจากการศึกษาทดลองและวิธีการคำนวณที่ใช้กันอย่างแพร่หลาย พนักงานของหอดูดาวธรณีฟิสิกส์หลักที่ตั้งชื่อตาม A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya. Vinnikov และคนอื่นๆ ภายใต้การนำของ M. I. Budyko ในช่วงต้นทศวรรษที่ 50 เป็นครั้งแรก ชุดแผนที่ของส่วนประกอบสมดุลความร้อนถูกสร้างขึ้นสำหรับทั้งโลก แผนที่ชุดนี้เผยแพร่ครั้งแรกในปี 1955 Atlas ที่ตีพิมพ์ประกอบด้วยแผนที่ของการกระจายตัวของรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมด ความสมดุลของรังสี การสูญเสียความร้อนเพื่อการระเหย และการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วนโดยเฉลี่ยในแต่ละเดือนและปี ในปีต่อๆ มา เกี่ยวข้องกับการได้รับข้อมูลใหม่ โดยเฉพาะอย่างยิ่งในช่วง IGY ข้อมูลเกี่ยวกับส่วนประกอบของสมดุลความร้อนได้รับการชี้แจง และมีการสร้างแผนที่ชุดใหม่ ซึ่งเผยแพร่ในปี พ.ศ. 2506

ความสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกและบรรยากาศโดยคำนึงถึงการไหลเข้าและการปล่อยความร้อนสำหรับระบบบรรยากาศโลกและบรรยากาศสะท้อนให้เห็นถึงกฎการอนุรักษ์พลังงาน ในการเขียนสมการสมดุลความร้อนของโลก - บรรยากาศ เราควรคำนึงถึงความร้อนทั้งหมดที่ได้รับและการบริโภคในด้านหนึ่งโดยทั้งโลกพร้อมกับชั้นบรรยากาศและอีกด้านหนึ่งโดยพื้นผิวด้านล่างของโลก ( ร่วมกับอุทกสเฟียร์และธรณีภาค) และบรรยากาศ เมื่อดูดซับพลังงานรังสีจากดวงอาทิตย์ พื้นผิวโลกจะสูญเสียพลังงานบางส่วนผ่านการแผ่รังสี ส่วนที่เหลือใช้ในการทำความร้อนพื้นผิวนี้และชั้นล่างของบรรยากาศตลอดจนการระเหย การให้ความร้อนของพื้นผิวด้านล่างจะมาพร้อมกับการถ่ายเทความร้อนลงสู่ดินและหากดินเปียกก็จะสูญเสียความร้อนไปในเวลาเดียวกันจากการระเหยของความชื้นในดิน

ดังนั้นสมดุลความร้อนของโลกโดยรวมจึงประกอบด้วยองค์ประกอบสี่ประการ

ความสมดุลของรังสี ( ร). โดยพิจารณาจากความแตกต่างระหว่างปริมาณรังสีคลื่นสั้นที่ดูดกลืนจากดวงอาทิตย์กับรังสีที่มีประสิทธิภาพคลื่นยาว

การแลกเปลี่ยนความร้อนในดิน แสดงถึงกระบวนการถ่ายเทความร้อนระหว่างพื้นผิวกับชั้นดินที่ลึกลงไป (ก)การแลกเปลี่ยนความร้อนนี้ขึ้นอยู่กับความจุความร้อนและการนำความร้อนของดิน

การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนระหว่างพื้นผิวโลกและ บรรยากาศ (ป)ถูกกำหนดโดยปริมาณความร้อนที่พื้นผิวด้านล่างรับหรือปล่อยออกสู่บรรยากาศ ขึ้นอยู่กับความสัมพันธ์ระหว่างอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างกับบรรยากาศ

ความร้อนที่ใช้ในการระเหย( แอล.อี.). มันถูกกำหนดโดยผลคูณของความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ ( ล) สำหรับการระเหย (E)

ส่วนประกอบของสมดุลความร้อนเหล่านี้เชื่อมโยงกันด้วยความสัมพันธ์ดังต่อไปนี้:

ร= ก+ ป+ แอล.อี.

การคำนวณส่วนประกอบของสมดุลความร้อนทำให้สามารถระบุได้ว่าพลังงานแสงอาทิตย์ที่เข้ามาถูกแปลงบนพื้นผิวโลกและในชั้นบรรยากาศอย่างไร ที่ละติจูดกลางและสูง ปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ที่ไหลเข้ามาจะเป็นค่าบวกในฤดูร้อนและเป็นลบในฤดูหนาว ตามการคำนวณทางใต้ของ 39° N ว. ความสมดุลของพลังงานรังสีเป็นบวกตลอดทั้งปี ที่ละติจูดประมาณ 50° บนดินแดนยุโรปของสหภาพโซเวียต ความสมดุลจะเป็นบวกตั้งแต่เดือนมีนาคมถึงพฤศจิกายนและเป็นลบสำหรับสาม เดือนฤดูหนาว- ที่ละติจูด 80° ความสมดุลของรังสีเชิงบวกจะสังเกตได้เฉพาะในช่วงเดือนพฤษภาคม-สิงหาคมเท่านั้น

จากการคำนวณสมดุลความร้อนของโลก รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่พื้นผิวโลกดูดซับไว้ทั้งหมดคิดเป็น 43% ของรังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงขอบเขตด้านนอกของชั้นบรรยากาศ การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพจากพื้นผิวโลกเท่ากับ 15% ของค่านี้ สมดุลการแผ่รังสี - 28% การสูญเสียความร้อนเพื่อการระเหย - 23% และการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วน - 5%

ตอนนี้เรามาดูผลลัพธ์ของการคำนวณส่วนประกอบของสมดุลความร้อนสำหรับระบบโลกและบรรยากาศกันดีกว่า นี่คือแผนที่สี่แผนที่: การแผ่รังสีทั้งหมดสำหรับปี ความสมดุลของรังสี การใช้ความร้อนในการระเหย และการใช้ความร้อนเพื่อให้ความร้อนในอากาศโดยการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วน ยืมมาจากแผนที่สมดุลความร้อนของโลก (แก้ไขโดย M. I. Budyko) จากแผนที่ที่แสดงในรูปที่ 10 เป็นไปตามว่าค่ารังสีรวมสูงสุดต่อปีเกิดขึ้นในเขตแห้งแล้งของโลก โดยเฉพาะอย่างยิ่งในทะเลทรายซาฮาราและอาหรับ ปริมาณรังสีทั้งหมดต่อปีเกิน 200 กิโลแคลอรี/ซม.2,และในละติจูดสูงของทั้งสองซีกโลกจะไม่เกิน 60-80กิโลแคลอรี/ซม2.

รูปที่ 11 แสดงแผนที่ความสมดุลของรังสี จะเห็นได้ง่ายว่าที่ละติจูดสูงและกลาง ความสมดุลของรังสีจะเพิ่มขึ้นไปทางละติจูดต่ำ ซึ่งสัมพันธ์กับการเพิ่มขึ้นของรังสีรวมและรังสีที่ดูดกลืน เป็นที่น่าสนใจที่จะทราบว่า ตรงกันข้ามกับไอโซไลน์ของรังสีทั้งหมด ไอโซไลน์ของความสมดุลของรังสีจะขาดหายไปเมื่อเคลื่อนที่จากมหาสมุทรไปยังทวีปต่างๆ ซึ่งมีสาเหตุมาจากความแตกต่างของอัลเบโด้และการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ อย่างหลังมีขนาดเล็กกว่าสำหรับผิวน้ำ ดังนั้นสมดุลการแผ่รังสีในมหาสมุทรจึงเกินสมดุลการแผ่รังสีของทวีปต่างๆ

จำนวนเงินต่อปีที่น้อยที่สุด (ประมาณ 60 กิโลแคลอรี/ซม.2)ลักษณะของพื้นที่ที่มีความขุ่นมัวเป็นส่วนใหญ่เช่นเดียวกับในพื้นที่แห้งซึ่งค่าอัลเบโด้ที่สูงและการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพจะช่วยลดความสมดุลของรังสี ปริมาณรังสีสมดุลต่อปีที่ใหญ่ที่สุด (80-90 กิโลแคลอรี/ซม.2)เป็นเรื่องปกติสำหรับป่าเขตร้อนและทุ่งหญ้าสะวันนาที่มีเมฆมากต่ำแต่ค่อนข้างชื้น โดยที่รังสีที่ไหลเข้ามาถึงแม้ว่าจะมีนัยสำคัญ แต่ก็มีมากกว่า แต่อัลเบโดและรังสีที่มีประสิทธิภาพนั้นมีมากกว่าในบริเวณทะเลทรายของโลก

การกระจายตัวของค่าการระเหยต่อปีแสดงไว้ในรูปที่ 12 การใช้ความร้อนในการระเหยเท่ากับผลคูณของค่าการระเหยและความร้อนแฝงของการระเหย (ลE) ถูกกำหนดโดยปริมาณการระเหยเป็นหลัก เนื่องจากความร้อนแฝงของการระเหยภายใต้สภาวะธรรมชาติจะแปรผันภายในขอบเขตเล็กน้อยและโดยเฉลี่ยเท่ากับ 600 อุจจาระต่อน้ำที่ระเหยไปหนึ่งกรัม

จากรูปข้างต้น การระเหยจากพื้นดินขึ้นอยู่กับความร้อนและความชื้นสำรองเป็นหลัก ดังนั้นปริมาณการระเหยสูงสุดต่อปีจากพื้นผิวดิน (มากถึง 1,000 มม.)เกิดขึ้นในละติจูดเขตร้อนซึ่งมีความร้อนสูง

ทรัพยากรถูกรวมเข้ากับความชุ่มชื้นที่มากขึ้น อย่างไรก็ตาม มหาสมุทรเป็นแหล่งระเหยที่สำคัญที่สุด ค่าสูงสุดอยู่ที่ 2,500-3,000 มม.ในกรณีนี้ การระเหยครั้งใหญ่ที่สุดเกิดขึ้นในพื้นที่ที่มีอุณหภูมิผิวน้ำค่อนข้างสูง โดยเฉพาะในบริเวณที่มีกระแสน้ำอุ่น (Gulf Stream, Kuro-Sivo ฯลฯ) ในทางตรงกันข้ามในเขตกระแสน้ำเย็นค่าการระเหยจะมีน้อย ในละติจูดกลางจะมีการระเหยเป็นประจำทุกปี ยิ่งไปกว่านั้น ตรงกันข้ามกับพื้นดิน การระเหยสูงสุดในมหาสมุทรนั้นสังเกตได้ในฤดูหนาว เมื่อมีการรวมความชื้นในอากาศตามแนวตั้งขนาดใหญ่เข้ากับความเร็วลมที่เพิ่มขึ้น

การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนระหว่างพื้นผิวด้านล่างและบรรยากาศขึ้นอยู่กับสภาวะการแผ่รังสีและความชื้น ดังนั้นการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วนครั้งใหญ่ที่สุดจึงเกิดขึ้นในพื้นที่เหล่านั้นซึ่งมีการแผ่รังสีจำนวนมากรวมกับอากาศแห้ง ดังที่เห็นได้จากแผนที่ค่ารายปีของการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วน (รูปที่ 13) เหล่านี้คือโซนทะเลทรายซึ่งมีมูลค่าถึง 60 กิโลแคลอรี/ซม2.ขนาดของการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนมีขนาดเล็กในละติจูดสูงของทั้งสองซีกโลกและในมหาสมุทร ค่าสูงสุดต่อปีสามารถพบได้ในเขตกระแสน้ำทะเลอุ่น (มากกว่า 30 กิโลแคลอรี/ซม. 2 ปี)ซึ่งทำให้เกิดความแตกต่างของอุณหภูมิอย่างมากระหว่างน้ำและอากาศ ดังนั้นการถ่ายเทความร้อนจากมหาสมุทรมากที่สุดจึงเกิดขึ้นในช่วงเย็นของปี

ความสมดุลทางความร้อนของบรรยากาศถูกกำหนดโดยการดูดซับรังสีคลื่นสั้นและรังสีจากร่างกายจากดวงอาทิตย์ การแผ่รังสีคลื่นยาว การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแผ่รังสีและปั่นป่วน การพาความร้อน กระบวนการอะเดียแบติก ฯลฯ นักอุตุนิยมวิทยาใช้ข้อมูลเกี่ยวกับการมาถึงและการใช้ความร้อนจากแสงอาทิตย์เพื่ออธิบายการไหลเวียนที่ซับซ้อนของบรรยากาศและอุทกสเฟียร์ การไหลเวียนของความร้อนและความชื้น ตลอดจนกระบวนการและปรากฏการณ์อื่นๆ อีกมากมายที่เกิดขึ้นในอากาศและเปลือกน้ำของโลก

- แหล่งที่มา-

Poghosyan, Kh.P. บรรยากาศของโลก / H.P. โปโกสยาน [และคนอื่นๆ] – อ.: การศึกษา, 2513.- 318 น.

ยอดดูโพสต์: 1,224

ความสมดุลของรังสีแสดงถึงความแตกต่างระหว่างการไหลเข้าและการไหลออกของพลังงานรังสีที่ถูกดูดซับและปล่อยออกมาจากพื้นผิวโลก

ความสมดุลของรังสีคือผลรวมเชิงพีชคณิตของฟลักซ์การแผ่รังสีในปริมาตรที่กำหนดหรือบนพื้นผิวที่กำหนด เมื่อพูดถึงความสมดุลของการแผ่รังสีของบรรยากาศหรือระบบบรรยากาศโลก-บรรยากาศ มักหมายถึงความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกซึ่งเป็นตัวกำหนดการแลกเปลี่ยนความร้อนที่ขอบเขตล่างของชั้นบรรยากาศ โดยแสดงถึงความแตกต่างระหว่างรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่ดูดซับไว้กับรังสีที่มีประสิทธิผลของพื้นผิวโลก

ความสมดุลของรังสีคือความแตกต่างระหว่างการไหลเข้าและการไหลออกของพลังงานรังสีที่ถูกดูดซับและปล่อยออกมาจากพื้นผิวโลก

ความสมดุลของรังสีเป็นปัจจัยทางภูมิอากาศที่สำคัญที่สุด เนื่องจากการกระจายอุณหภูมิในดินและชั้นอากาศที่อยู่ติดกันขึ้นอยู่กับค่าของมันอย่างมาก ขึ้นอยู่กับเขา คุณสมบัติทางกายภาพมวลอากาศที่เคลื่อนที่ไปทั่วโลก รวมถึงความเข้มข้นของการระเหยและการละลายของหิมะ

การกระจายของค่ารายปีของความสมดุลของรังสีบนพื้นผิวโลกไม่เหมือนกัน: ในละติจูดเขตร้อนค่าเหล่านี้สูงถึง 100... 120 kcal/(cm2-year) และค่าสูงสุด (สูงถึง 140 kcal/(cm2-year)) สังเกตได้นอกชายฝั่งตะวันตกเฉียงเหนือของออสเตรเลีย ) ในพื้นที่ทะเลทรายและแห้งแล้ง ค่าสมดุลการแผ่รังสีจะต่ำกว่าเมื่อเปรียบเทียบกับพื้นที่ที่มีความชื้นเพียงพอและมากเกินไปในละติจูดเดียวกัน สิ่งนี้มีสาเหตุมาจากการเพิ่มขึ้นของอัลเบโด้และการเพิ่มขึ้นของการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพเนื่องจากความแห้งของอากาศสูงและมีเมฆปกคลุมต่ำ ที่ละติจูดพอสมควร ค่าความสมดุลของรังสีจะลดลงอย่างรวดเร็วเมื่อละติจูดเพิ่มขึ้นเนื่องจากปริมาณรังสีทั้งหมดลดลง

โดยเฉลี่ยต่อปี ผลรวมของความสมดุลของรังสีสำหรับพื้นผิวทั้งหมดของโลกกลายเป็นบวก ยกเว้นพื้นที่ที่มีน้ำแข็งปกคลุมถาวร (ทวีปแอนตาร์กติกา ภาคกลางกรีนแลนด์ ฯลฯ)

พลังงานที่วัดโดยค่าความสมดุลของรังสีนั้นถูกใช้ไปกับการระเหยบางส่วน ถ่ายโอนไปยังอากาศบางส่วน และในที่สุด พลังงานจำนวนหนึ่งจะเข้าสู่ดินและทำให้ร้อนขึ้น ดังนั้น ความร้อนเข้า-ออกรวมของพื้นผิวโลกที่เรียกว่าสมดุลความร้อน จึงสามารถแสดงได้เป็นสมการต่อไปนี้

โดยที่ B คือความสมดุลของรังสี M คือการไหลของความร้อนระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศ V คือการใช้ความร้อนเพื่อการระเหย (หรือการปล่อยความร้อนระหว่างการควบแน่น) T คือการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างพื้นผิวดินและชั้นลึก

รูปที่ 16 - ผลกระทบของรังสีดวงอาทิตย์ที่มีต่อพื้นผิวโลก

โดยเฉลี่ยแล้วในระยะเวลาหนึ่งปี ดินจะปล่อยความร้อนออกไปในอากาศได้มากเท่าที่ได้รับ ดังนั้นในการสรุปประจำปี การหมุนเวียนความร้อนในดินจึงเป็นศูนย์ ความร้อนที่สูญเสียไปจากการระเหยจะกระจายอย่างไม่สม่ำเสมอบนพื้นผิวโลก ในมหาสมุทร ขึ้นอยู่กับปริมาณพลังงานแสงอาทิตย์ที่มาถึงพื้นผิวมหาสมุทร รวมถึงธรรมชาติของกระแสน้ำในมหาสมุทรด้วย กระแสน้ำอุ่นจะเพิ่มการใช้ความร้อนในการระเหย ในขณะที่กระแสเย็นจะทำให้ความร้อนลดลง ในทวีปต่างๆ การใช้ความร้อนเพื่อการระเหยไม่ได้ถูกกำหนดโดยปริมาณรังสีแสงอาทิตย์เท่านั้น แต่ยังพิจารณาจากความชื้นสำรองที่มีอยู่ในดินด้วย เมื่อขาดความชื้นซึ่งทำให้การระเหยลดลง การใช้ความร้อนในการระเหยก็ลดลง ดังนั้นในทะเลทรายและกึ่งทะเลทรายจึงลดลงอย่างมาก

แหล่งพลังงานเดียวสำหรับกระบวนการทางกายภาพทั้งหมดที่พัฒนาขึ้นในชั้นบรรยากาศคือรังสีดวงอาทิตย์ คุณสมบัติหลักของระบอบการแผ่รังสีของบรรยากาศคือสิ่งที่เรียกว่า ภาวะเรือนกระจก: บรรยากาศดูดซับรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นได้น้อย (ส่วนใหญ่ไปถึงพื้นผิวโลก) แต่ยังคงรักษารังสีความร้อนคลื่นยาว (อินฟราเรดทั้งหมด) จากพื้นผิวโลก ซึ่งช่วยลดการถ่ายเทความร้อนของโลกออกสู่อวกาศได้อย่างมาก และเพิ่มอุณหภูมิ

รังสีดวงอาทิตย์ที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศจะถูกดูดซับบางส่วนในชั้นบรรยากาศโดยส่วนใหญ่เป็นไอน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ โอโซน และละอองลอย และกระจัดกระจายไปตามอนุภาคของละอองลอยและความผันผวนของความหนาแน่นของบรรยากาศ เนื่องจากการกระจายตัวของพลังงานรังสีของดวงอาทิตย์ในชั้นบรรยากาศ ไม่เพียงแต่สังเกตการแผ่รังสีจากดวงอาทิตย์โดยตรงเท่านั้น แต่ยังรวมไปถึงการแผ่รังสีที่กระจัดกระจายเมื่อรวมกันเป็นรังสีทั้งหมด เมื่อถึงพื้นผิวโลก การแผ่รังสีทั้งหมดจะสะท้อนออกมาบางส่วน ปริมาณรังสีที่สะท้อนจะถูกกำหนดโดยการสะท้อนแสงของพื้นผิวด้านล่างซึ่งเรียกว่า อัลเบโด้ เนื่องจากการแผ่รังสีที่ดูดซับไว้ พื้นผิวโลกจึงร้อนขึ้นและกลายเป็นแหล่งกำเนิดรังสีคลื่นยาวของมันเองที่มุ่งสู่ชั้นบรรยากาศ ในทางกลับกัน บรรยากาศยังปล่อยรังสีคลื่นยาวพุ่งตรงไปยังพื้นผิวโลก (ที่เรียกว่า รังสีสวนทางของบรรยากาศ) และออกสู่อวกาศรอบนอก (เรียกว่า รังสีส่งออก) การแลกเปลี่ยนความร้อนตามเหตุผลระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศถูกกำหนดโดยการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ - ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกเองกับการแผ่รังสีทวนของชั้นบรรยากาศที่ถูกดูดซับ ความแตกต่างระหว่างรังสีคลื่นสั้นที่พื้นผิวโลกดูดซับกับรังสีที่มีประสิทธิผลเรียกว่าความสมดุลของรังสี

การเปลี่ยนแปลงของพลังงานรังสีแสงอาทิตย์หลังจากการดูดซับบนพื้นผิวโลกและในชั้นบรรยากาศทำให้เกิดสมดุลความร้อนของโลก แหล่งความร้อนหลักสำหรับชั้นบรรยากาศคือพื้นผิวโลกซึ่งดูดซับรังสีดวงอาทิตย์จำนวนมาก เนื่องจากการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์ในชั้นบรรยากาศน้อยกว่าการสูญเสียความร้อนจากชั้นบรรยากาศสู่อวกาศโดยการแผ่รังสีคลื่นยาว การใช้ความร้อนจากการแผ่รังสีจึงถูกเติมเต็มด้วยการไหลเข้าของความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศจากพื้นผิวโลกในลักษณะปั่นป่วน การแลกเปลี่ยนความร้อนและการมาถึงของความร้อนอันเป็นผลจากการควบแน่นของไอน้ำในบรรยากาศ เนื่องจากปริมาณการควบแน่นทั้งหมดในชั้นบรรยากาศทั้งหมดเท่ากับปริมาณฝน รวมถึงปริมาณการระเหยจากพื้นผิวโลก การมาถึงของความร้อนจากการควบแน่นในชั้นบรรยากาศจึงเท่ากับตัวเลขความร้อนที่สูญเสียไปจากการระเหยบนพื้นโลก พื้นผิว.