Почти цялата топлина на атмосферата, като земната повърхност, получава от Слънцето. Други източници на отопление принадлежат към топлината, идваща от дълбините на земята, но това е само делът на процента на общата топлина.

Въпреки че слънчевата радиация и служи като единствен източник на топлина за земната повърхност, термичният режим на географската обвивка е не само следствие радиационен баланс. Слънчевата топлина се обръща и преразпределя под влиянието на земните фактори и се трансформира предимно от въздушни и океански течения. Те, от своя страна, се дължат на неравномерното разпределение на слънчеви лъчист. Това е един от ярки примери стегнато глобални комуникации и взаимодействието на различни компоненти в природата.

За дивата природа на Земята преразпределението на топлината между различни ширини, както и между океаните и континентите, е от съществено значение. Благодарение на този процес се наблюдава много сложно пространствено преразпределение на топлината на повърхността на земята в съответствие с превъзходните насоки на движението на въздуха и океанските потоци. Общият пренос на топлина обаче е насочен като правило от ниски ширини до високи и океани до континенти.

Разпределението на топлината в атмосферата се случва чрез конвекция, топлопроводимост и радиация. Термичната конвекция се проявява навсякъде по планетата, ветровете, възходящите и въздушните потоци надолу по веригата имат широко разпространение. Особено силна конвекция се изразява в тропиците.

Топлопроводимост, т.е. топлинна предаване с директен контакт на атмосферата с топла или студена повърхност на Земята има относително малка стойност, тъй като въздухът е лош топлопроизводство. Този имот е широко използван в производството на дограма с двойни очила.

Приходите и разходите за топлина в долната атмосфера на различни ширини на неравномерно. Северно от 38 ° С. sh. Топлината се излъчва повече от абсорбирана. Тази загуба се компенсира от топли океански и въздушни течения, насочени към умерени ширини.

Процесът на получаване и консумация на слънчева енергия, нагряване и охлаждане на цялата система на атмосферата на Земята се характеризира с термичен баланс. Ако вземем годишния поток от слънчева енергия до горната граница на атмосферата за 100%, балансът на слънчевата енергия ще изглежда така: той се отразява от земята и се връща обратно към външното пространство 42% (тази стойност характеризира. Албедо на Земята) и 38% се отразяват от атмосферата и 4% - повърхността на земята. Останалите (58%) се абсорбират: 14% - атмосфера и 44% - земна повърхност. Нагрятата повърхност на земята връща цялата абсорбирана енергия. В този случай, енергийното излъчване на земната повърхност е 20%, 24% се консумира за нагряване на въздуха и изпаряване на влага (5.6% - за нагряване на въздух и 18.4% - за изпаряване на влагата).

Такива основни характеристики Термичен баланс земно кълбо в общи линии. Всъщност, за различни габаритни колани за различни повърхности, термичният баланс ще бъде далеч от същото. Така термичният баланс на всяка територия е нарушен при изгрев и залез, когато се променят сезоните, в зависимост от атмосферните условия (облаци, влажност на въздуха и съдържание на прах в нея), повърхностна природа (вода или сушене, гора или лук, снежна покривка или гола земя), височини над морското равнище. Повечето от всички топлина се излъчват през нощта, през зимата и чрез рязания чист сух въздух на високи височини. Но в резултат загубата, дължаща се на радиация, се компенсира от топлината, която идва от слънцето, а състоянието на динамичното равновесие е доминирано на Земята, в противен случай ще се затопли или напротив, се охлажда.

Въздушна температура

Атмосферното отопление настъпва доста трудно. Късите вълни на слънчева светлина в диапазона от видимо червено до ултравиолетова светлина се превръщат в по-дълги топлинни вълни, които по-късно, когато се излъчват от повърхността на земята, нагряваха атмосферата. Долните слоеве на атмосферата се нагряват по-бързо от горната, което се обяснява с посоченото термично излъчване на земната повърхност и факта, че те имат по-голяма плътност и наситена водна пара.

Характеристика Вертикалното разпределение на температурата в тропосферата е намаляването му с височина. Средният вертикален температурен градиент, т.е. средното намаление, изчислява 100 m височина, е 0.6 ° С. Охлаждането на мокро въздух е придружено от кондензация на влага. Това отличава определено количество топлина, която се изразходва за образуването на пара. Следователно, когато повдигате влажен въздух на неговото охлаждане, той почти се удвои сухо. Геотермален коефициент на сух въздух на тропосферата е средно 1 ° C.

Въздухът, който се издига от отопляемата повърхност на суши и водните тела, попада в намалената зона за налягане. Това му позволява да се разшири и във връзка с това, определено количество топлинна енергия влиза в кинетична. Благодарение на този процес, въздухът се охлажда. Ако в същото време не получава никаква топлинна енергия и не го дава никъде, тогава целият описан процес се нарича адиабат или динамично охлаждане. И обратно, въздух, намалява, попада в зоната на високо налягане, тя е уплътнена по въздух, която я заобикаля, и механична енергия отива в термична. Поради това въздухът изпитва адиабатно отопление, което средно 1 ° C за всеки 100 m по-ниско.

Понякога температурата на въздуха с височина расте. Това явление получи името на инверсията. Причините за U "прояви са разнообразни: радиационно излъчване на земята над леденото покритие, преминаването на силни токове на топъл въздух върху студената повърхност. Специално се характеризира с инверсия за планинските зони: тежкият студен въздух се влива в планинските басейни и това е пълен, центровете нагоре по-светлият топъл въздух.

Ежедневните и годишните промени в температурата на въздуха отразяват термичното състояние на повърхността. В повърхностния слой на въздуха дневният максимум се поставя при 14-15 часа и минимумът се наблюдава след изгрев слънце. Най-голямата ежедневна амплитуда се извършва в субтропични ширини (30 ° C), най-малкият - в полярен (5 ° C). Годишната температура на температурата зависи от географската ширина, естеството на основната повърхност, височината на мястото над океана, облекчение, отдалеченост от океана.

При разпределението на годишните температури на земната повърхност бяха разкрити някои географски модели.

1. В двете полукълба средните температури се намаляват към полюсите. Въпреки това, термичният екватор е топъл успоредно със средна годишна температура от 27 ° C - намира се в северното полукълбо около 15-20 ° ширина. Това се обяснява с факта, че суши заема голяма площ тук, отколкото на географския екватор.

2. От екватора на север и юг от температурата е неравномерно променящ се. Между екватора и паралела от 25-до един, температурата намалява много бавно - по-малко от две градуса за всеки десет градуса на географска ширина. Между 25 ° и 80 ° географската ширина в двете температурни полукълба намаляват много бързо. На места това намаление надхвърля 10 ° C. до поляците, скоростта на намаляване на температурата отново се отхвърля.

3. Средните годишни температури на всички паралели на южното полукълбо са по-малки от температурата на съответните паралели на северното полукълбо. Средната температура на въздуха е за предпочитане "континенталната" северно полукълба през януари +8.6 ° C, през юли - +22.4 ° С; В южното "океанско" полусфера, средната температура от юли +13.3 ° C, януари - +17.5 ° C. Два пъти годишната амплитуда на температурните колебания в северното полукълбо е обяснено от характеристиките на разпространението на суши и морето На съответните ширини и охлаждащия ефект на великия леден куполна Антарктика върху климата на южното полукълбо.

Важни характеристики на разпределението на температурата на въздуха на земята дава карти на изотерма. Така, въз основа на анализа на разпространението на изотермите от юли на земната повърхност, могат да бъдат формулирани следните основни заключения.

1. В етнологичните зони на двете полукълба са изотермите над континентания на огъня на север по отношение на позицията си на прозорците. В северното полукълбо, това се дължи на факта, че суша става по-силна от морето, а на юг - обратното съотношение: по това време тук има сухо море тук.

2. Над океаните, изотермите от юли отразяват ефекта на температурата на студения поток. Това е особено забележимо. В Южно полукълбо Изотерми извити Б. обратната страна Север - също под влиянието на студените тенденции.

3. Най-високите средни температури от юли се наблюдават в пустините, разположени на север от екватора. Особено горещо в този момент в Калифорния, Сахара, Арабия, Иран, вътрешни райони на Азия.

Разпределението на изотермите от януари също има своите собствени характеристики.

1. Завоите за изотерм над океаните на север и над земята на юг все още нараства, контраст. Повечето от всичко това се проявява в северното полукълбо. Силни завои изотерми настрана Северен полюс. отразяват увеличаването на топлинната роля на потока от голф поток Атлантически океан И kuro-sio в тих.

2. В етропските райони на двете полукълба са изотермите над континента значително извита на юг. Това се обяснява с факта, че в северното полукълбо е сухо по-студено и в южното - по-топло от морето.

3. Най-високите средни температури през януари са в пустините на тропическия пояс на южното полукълбо.

4. Областите на най-голямото охлаждане на планетата през януари, както през юли, е Антарктика и Гренландия.

Като цяло, може да се каже, че изотермите на южното полукълбо над всички сезони на годината имат по-прав (латитентинал) характер на участъка. Липсата на значителни аномалии по време на изотермите се дължи на значителна преобладаване. водна повърхност Над земята. Анализът на изотерма за инсулт показва тясната зависимост от температурите не само от размера на слънчевата радиация, но и от преразпределението на топлина от океански и въздушни течения.

Поздравявайки лъчистата енергия на слънцето, самата земя става източник на радиация. Въпреки това, радиацията на слънцето и радиацията на Земята е значително различна. Директното, разпръснато и отразеното радиация на слънцето има дължината на вълната, която се състои в диапазона от 0.17 до 2-4 mk,и се обади къса завидарадиация. Нагрятата повърхност на земята в съответствие с неговата температура излъчва радиация главно в дължината на вълната от 2-4 до 40 mK.и се обади longwall.Най-общо казано, както лъчението на слънцето, така и радиацията на земята имат вълни от всички дължини. Но по-голямата част от енергията (99,9%) се крие в посочения интервал на дължина на вълната. Разликата в дължината на вълната на радиацията на слънцето и земята играе голяма роля в термичния режим на земната повърхност.

По този начин, нагряване на лъчите на слънцето, нашата планета става източник на радиация. Дълги вълни, излъчвани от земната повърхност или термични лъчи, насочени нагоре, в зависимост от дължината на вълната или свободно преминават през атмосферата или я забавят. Установено е, че радиацията на вълни в дължина 9-12 mK.свободно влиза в междузвездното пространство, в резултат на което повърхността на земята губи част от топлината си.

За да се реши проблемът с термичния баланс на земната повърхност и атмосферата, е необходимо да се определи колко слънчева енергия навлиза в различни земни зони и колко голяма част от тази енергия се превръща в други видове.

Опити за изчисляване на количеството на входящата слънчева енергия върху земната повърхност принадлежи към средата XIX. век, след като бъдат създадени първите актинометрични устройства. Въпреки това, само в 40-те години XX. Векът започна да развива задачата за изучаване на термичния баланс. Това е повишено от широкото развитие на актинометричната мрежа от станции в следвоенните години, особено по време на подготовката за международната геофизична година. Само в СССР броят на актинометричните станции в началото на MGG достигна 200. В същото време обемът на наблюденията в тези станции беше значително разширен. В допълнение към измерването на късозвучавото радиация на слънцето, се определя радиационният баланс на земната повърхност, т.е. разликата между абсорбираното късо вълнообразно излъчване и дългогодишната ефективна радиация на основната повърхност. Редица актинометрични станции организираха наблюдения на температурата и влажността на височините. Това даде възможност за изчисляване на цената на топлината за изпаряване и турбулентен топлообмен.

В допълнение към систематичните активноометрични наблюдения, които се провеждат в мрежата на наземни активно актинометрични станции на същия тип програма, в последните години Провеждат се експериментална работа по проучването на радиационните потоци в свободна атмосфера. За тази цел, на редица станции със специални режими на радио, се произвеждат систематични измервания на баланса на дългите радиация на различни височини в тропосферата. Тези наблюдения, както и данни за радиационни потоци в свободната атмосфера, получени като се използват свободни аеростати, самолети, геофизични ракети и изкуствени сателити Земята, позволяваща да изучава режима на компонентите на термичния баланс.

Използване на материалите от експериментални изследвания и широко прилагане на методи за сетълмент, служители на основната геофизична обсерватория. А. И. Уайкова Т. Burlind, Н. А. Ефимова, Л. И. Вленок, Л. А. Рувровна, К. Ya. Виненков и други под ръководството на М. И. Будско в началото на 50-те години за първи път е построена поредица от компоненти на картата на топлинния баланс за целия земно кълбо. Тази серия от карти бе публикувана за първи път през 1955 г. В изключителния атлас имаше карти на общото разпределение на слънчевата радиация, радиационен баланс, цената на топлината до изпаряване и турбулентен топлообмен на месец и година. През следващите години, поради получаването на нови данни, особено за периода на МГ, данните за компонентите на топлинния баланс бяха изискани и изградени нова серия Карти, публикувани през 1963 година

Топлинният баланс на земната повърхност и атмосферата, като се вземат предвид притока и връщането на топлина за системата, атмосферата отразява закона за енергоспестяване. За да изготви уравнението на топлинния баланс Земя - атмосферата, е необходимо да се вземе предвид цялата топлинна енергия - произтичащите и консумирани, - от една страна, цялата земя заедно с атмосферата, а от друга, a отделно подлежаща на повърхността на земята (заедно с хидросферата и литосферата) и атмосферата. Поглъщащата лъчиста енергия на слънцето, земната повърхност е част от тази енергия губи чрез радиация. Останалото се изразходва за отопление на тази повърхност и долните слоеве на атмосферата, както и изпаряване. Нагряването на основната повърхност е придружено от пренос на топлина в почвата и ако почвата е мокра, тя е едновременно цената на топлината и за изпаряване на влагата на почвата.

Така термичният баланс на земята като цяло се състои от четири компонента.

Радиационен баланс ( R.). Той се определя от разликата между количеството на абсорбираното краткотрайно излъчване на слънцето и ефикасното радиация с дълги вълни.

Топлообмен в почвата, характеризираща процеса на пренос на топлина между повърхностни и по-дълбоки слоеве на почвата (НО).Този топлообмен зависи от топлинния капацитет и топлинната проводимост на почвата.

Турбулентен топлообмен между земната повърхност и атмосфера (R).Той се определя от количеството топлина, което основната повърхност получава или дава атмосферата в зависимост от съотношението между температурите на основната повърхност и атмосферата.

Топлина, изразходвана за изпаряване( Le.). Тя се определя от работата на скритата топлина на изпаряването ( Л.) на изпаряване (д).

Тези компоненти на термичния баланс са свързани помежду си като следната връзка:

R.= А.+ Пс.+ Le.

Изчисленията на компонентите на топлинния баланс позволяват да се определи как входящата слънчева енергия се превръща на повърхността на земята и в атмосферата. В средни и високи ширини, притокът на слънчева радиация през лятото е положителен, през зимата е отрицателен. Според изчисленията на юг от 39 ° C. sh. Балансът на лъчиста енергия е положителен през цялата година, на около 50 ° на европейската територия на СССР, балансът е положителен от март до ноември и е отрицателен за три зимни месеца. На географската ширина 80 °, положителният радиационен баланс се наблюдава само през май - август.

В съответствие с изчисленията на термичния баланс на Земята, общото слънчева радиация, погълната от повърхността на земята като цяло, е 43% от слънчевата радиация, идваща до най-външната граница на атмосферата. Ефективното радиация от земната повърхност е 15% от тази стойност, радиационният баланс е 28%, цената на топлината до изпаряване - 23% и турбулентен пренос на топлина - 5%.

Сега разглеждаме някои резултати от изчисляването на компонентите на термичния баланс за земната система - атмосферата. Ето четири карти: обща радиация за годината, радиационно салдо, топлинни разходи за изпаряване и топлинни разходи за отопление на въздух чрез турбулентен топлообмен, привлечен от термичния баланс атлас на земното кълбо (Ед. М. I. Budyko). От картата, показана на фигура 10, следва, че най-големите годишни стойности на общото радиация се появяват върху сухите зони на земята. По-специално, в пустините от Сахара и Арабски, общото радиация през годината надвишава 200 kcal / cm 2,и при високи ширини на хемисферите не надвишава 60-80kcal / cm 2.

Фигура 11 показва картата на радиационния баланс. Лесно е да се види, че при високи и средни ширини радиационният баланс се увеличава с ниски ширини, което е свързано с увеличаване на общото и абсорбираното радиация. Интересно е да се отбележи, че за разлика от изобилистите на общото радиация, изолацията на радиационния баланс в прехода от океаните на континента е спукване, което е свързано с разликата в албедо и ефективно радиация. Последното е по-малко за водната повърхност, така че радиационният баланс на океаните надвишава радиационния баланс на континента.

Най-малките годишни суми (около 60 години kcal / cm 2)характерно за зони, където облачно преобладава, както в сухите райони, където високите албедо и ефективни радиационни стойности намаляват радиационния баланс. Най-големите годишни количества радиационен баланс (80-90 kcal / cm 2)характеристика за безоблачните, но сравнително мокри дъждовни гори и савана, където пристигането на радиация е значително, но албедо и ефективното излъчване е по-голямо, отколкото в пустинните зони на земята.

Разпределението на годишните стойности на изпарението е представено на фигура 12. Цената на топлината за изпаряване, равна на продукта на изпарението върху скритата топлина на изпаряването (Л.Д) се определя главно чрез изпаряване, тъй като скритата топлина на изпаряването в естествени условия се променя в малки граници и средно равни на 600 кал.върху грам изпаряване на вода.

Както следва от горната фигура, изпаряването от суши зависи главно от запаса на топлина и влага. Следователно, максималните годишни количества изпаряване от повърхността на суши (до 1000) mm)се извършват в тропически ширини, където значителни термични

ресурсите се комбинират с голяма влага. Въпреки това, океаните са най-важните източници на изпаряване. Максималните стойности тук достигат 2500-3000 mm.В същото време най-голямото изпарение се среща в райони с относително високи стойности Температурата на повърхностните води, по-специално в зоните на топли течения (Golfuctim, Kuro-Sivo и др.). Напротив, в зоните на студените потоци на изпарението са малки. При средни ширини има годишен етап на изпаряване. В същото време, за разлика от суши, максималното изпарение на океаните се наблюдава в студения сезон, когато големи вертикални наклон на влажността на въздуха се комбинират с повишена скорост на вятъра.

Бурният топлообмен на основната повърхност с атмосферата зависи от радиационните условия и условията на влагата. Следователно най-големият турбулентен пренос на топлина се извършва в тези зони на суши, където големият приток на радиация със сух въздух се комбинира. Както може да се види от картата на годишните величини на турбулентен топлообмен (фиг. 13), това са пустинни зони, където достига 60 kcal / cm2. Мол на турбулентен топлообмен в високи ширини на полукълба, както и върху океаните. Максима на годишните стойности може да бъде намерена в зоната на топли морски потоци (повече от 30) kcal / виж 2 години)където се създават големи температури между водата и въздуха. Ето защо най-големият пренос на топлина върху океаните се среща в студената част на годината.

Термичният баланс на атмосферата се определя от абсорбцията на къса вълна и корпускуларната радиация на слънцето, радиация на дългата дължина на вълната, лъчиста и турбулентен топлообмен, топлинна реклама, адиабатни процеси и др. Данни за пристигане и потребление слънчева топлина използвани метеоролози, за да обяснят сложната циркулация на атмосферата и хидросферата, революцията на топлината и влагата и много други процеси и явления, които се срещат във въздуха и водни черупки Земята.

- Източник-

Pogosyan, H.P. Земна атмосфера / H.P. Погосян [и d.R.]. - m.: Просвещение, 1970.- 318 p.

Мнение Изглед: 1 224

За да се оцени правилно степента на нагряване и охлаждане на различни земни повърхности, да се изчисли изпаряването, да се определят промените в влагания носител в почвата, да се разработит методи за предсказване на замръзване, както и оценка на ефекта от рекултивационната работа климатични условия Повърхностният слой на въздуха е необходим на топлинния баланс на земната повърхност.

Земната повърхност непрекъснато получава и губи топлина в резултат на ефектите на различни потоци на къса вълна и дълги вълновиди. Поглъщането в по-голяма или по-малка степен, общото радиация и противодействие на радиацията, земната повърхност се нагрява и излъчва гнездене на дълги вълни, което означава, че той губи топлина. Стойността, характеризираща загубата на топлина Земя
Повърхността е ефективна радиация. Тя е равна на разликата между собственото си излъчване на земната повърхност и предстоящото излъчване на атмосферата. Тъй като насрещното излъчване на атмосферата винаги е малко по-малко наземно, тогава тази разлика е положителна. В дневните часове ефективното излъчване се припокрива от късовълнова радиация. През нощта, при липса на къса вълна слънчева радиация, ефективното излъчване намалява температурата на земната повърхност. В облачното време поради увеличаването на насрещното излъчване на атмосферата, ефективното излъчване е много по-малко от ясно. По-малко и нощно охлаждане на земната повърхност. В средни ширини земната повърхност губи чрез ефективно радиация около половината от топлината, която получават от абсорбираното радиация.

Пристигането и консумацията на лъчиста енергия оценяват величината на радиационния баланс на земната повърхност. То равен на разликата Между абсорбираното и ефективно излъчване термичното състояние на земната повърхност зависи от него - неговото нагряване или охлаждане. В следобедните часове почти през цялото време е положителен, т.е. пристигането на топлина надвишава скоростта на потока. През нощта радиационният баланс е отрицателен и равен на ефективното радиация. Годишните стойности на радиационния баланс на земната повърхност, с изключение на най-високите географски ширини, са положителни навсякъде. Тази излишната топлина се изразходва за нагряване на атмосферата чрез турбулентна топлопроводимост, при изпаряване, топлообмен с по-дълбоки слоеве почва или вода.

Ако разгледаме температурните условия за дълъг период (година или по-добър няколко години), тогава земната повърхност, атмосферата отделно и системата "Земя - атмосферата" са в състояние на термично равновесие. Средната им температура се променя малко от година на година. В съответствие със закона за опазване на енергетиката, може да се предположи, че алгебричното количество топлинни потоци идва на повърхността на Земята и е нула, произтичащо от него. Това е уравнението на термичния баланс на земната повърхност. Неговото значение е, че радиационният баланс на земната повърхност е изравнен от недиационно предаване на топлина. В уравнението на топлинния баланс, като правило, не се вземат под внимание (поради техните малки) потоци, като топлина, прехвърлена чрез падащи валежи, консумация на енергия за фотосинтеза, пристигането на окисление на биомаса, както и потребление на топлина за лед или сняг, пристигането на топлина от замръзване на водата.

Топлоаземът на системата "Земя - атмосфера" за дълъг период е също нула, т.е. земята като планета е в топлина равновесие: слънчевата радиация, която идва в горната граница на атмосферата, е балансирана от радиацията от горната граница на атмосферата.

Ако приемате атмосферата в горната граница за 100%, след това от този брой 32% се разсейват в атмосферата. От тях 6% се връщат към световното пространство. Следователно 26% идват на земната повърхност под формата на разпръснати радиация; 18% от радиацията се абсорбира от озона, аерозоли и отива за нагряване на атмосферата; 5% се абсорбира от облаци; 21% от радиацията преминава в пространството в резултат на размисъл от облаци. Така радиацията, идваща на земната повърхност, е 50%, от която 24% смет за права радиация; 47% се абсорбира от земната повърхност, а 3% от входящата радиация се отразява обратно към световното пространство. В резултат на това 30% от слънчевата радиация изважда 30% слънчева радиация от горната граница на атмосферата. Тази величина се нарича планетарно албедо на земята. За "Земята на атмосферата" през горната граница на атмосферата, 30% от отразеното и разпръснато слънчево лъчение, 5% от земното радиация и 65% от атмосферата, т.е., се връща в космоса.

Основният източник на енергия за огромното мнозинство от физически, химични и биологични процеси в атмосферата, хидросферата и в горните слоеве на литосферата е слънчевата радиация, следователно, съотношението на компонентите. . характеризират неговите трансформации в тези черупки.

Т. Б. Има частни формулировки на Закона за запазване на енергията и се приготвят за площта на земята (Т. Б. земна повърхност); за вертикален стълб, преминаващ през атмосферата (T. B. атмосфера); За такъв стълб, минаващ през атмосферата и горните слоеве на литосферен хидрофразер (T. b. Системи Земя - атмосфера).

Т. Б. Земната повърхност: R + P + F0 + Le \u003d 0 е алгебрично количество енергийни потоци между елемента на земната повърхност и заобикалящото пространство. Тези потоци включват радиация (или остатъчна радиация) R - между абсорбираната от слънчевата радиация на къса вълна и ефикасно излъчване на дълги вълни от земната повърхност. Положителен или отрицателен радиационен баланс се компенсира от няколко топлинни потоци. Тъй като земната повърхност обикновено не е равна на температурата на въздуха, тогава се появява топлина между основната повърхност и атмосферата. Подобен топлинен поток F0 се наблюдава между земната повърхност и по-дълбоките слоеве на литосферата или хидросферата. В същото време, топлинният поток в почвата се определя чрез молекулна топлопроводимост, докато в резервоарите, както, има по-голяма или по-малка степен на турбулентност. Топлинният поток F0 между повърхността на резервоара и нейните по-дълбоки слоеве е числено равен на промяната в производството на топлинна енергия на резервоара през момента на времето и прехвърлянето на топлина в резервоара. Съществено в t. b. Земната повърхност обикновено има топлина върху le, която се дефинира като масата на изпарената вода е върху топлината на изпаряване L. стойността на летовете зависи от овлажняването на земната повърхност, нейната температура, влажност на въздуха и интензивността на бурната топлина обмен в повърхностния слой въздух, който определя прехвърлянето на вода от земната повърхност в атмосферата.

Т. Б. Атмосферата има: RA + LR + P +a \u003d DW.

Т. Б. Атмосферата е съставена от радиационния си баланс RA; пристигането или консумацията на топлина LR с фазови трансформации на вода в атмосферата (G-валежи); пристигането или консумацията на топлина Р, поради бурнен топлообмен на атмосферата със земната повърхност; Пристигането или консумацията на топлина FA, причинени от топлообмен през вертикалните стени на стълба, който е свързан с поръчаните атмосферни движения и макротурбалност. В допълнение към Т. уравнение. Атмосферата включва DW, равна на величината за промяна на топлинното съдържание в колона.

Т. Б. Системи Земя - атмосферата съответства на алгебричното количество членове на Т. Б. Земна повърхност и атмосфера. Компоненти на Т. b. Земната повърхност и атмосферата за различни области на земното кълбо се определят от метеорологични наблюдения (при активнометрични станции, на специални станции Т., на метеорологичните спътници на Земята) или чрез климатични изчисления.

Шитните стойности на компонентите на Т. b. Земна повърхност за океани, суши и земя и др. Атмосферите са показани в таблици 1, 2, където стойностите на членовете на Т. b. Считат за положителни, ако съответстват на пристигането на топлина. Тъй като тези таблици се отнасят до средните годишни условия, те не включват членове, характеризиращи промени в топлинната атмосфера и горните слоеве на литосферата, тъй като е близо до нула за тези условия.

За земята, как, заедно с атмосферата, Т. b. Представени. На единицата на повърхността на външната граница на атмосферата тече поток от слънчева радиация, равна на средно около 250 kcal / cm2, за която за отражението в света и 167 kcal / cm2 на година поглъщат земята ( QS стрелата фиг.). Повърхността на Земята достига до къса вълна радиация, равна на 126 kcal / cm2 годишно; 18 Kcal / cm2 на година от тази сума се отразява, а 108 kcal / cm2 годишно се абсорбира от земната повърхност (стрелката Q). Атмосферата абсорбира 59 kcal / cm2 на година радиация с късо вълни, т.е. значително по-малка от земята. Ефективната дължина на дългата дължина на пръста на земята е 36 kcal / cm2 на година (стрелка I), така че радиационният баланс на земната повърхност е 72 kcal / cm2 годишно. Дългите дължини на вълната на земята в световното пространство са 167 kcal / cm2 на година (стрелка). По този начин, повърхността на Земята получава около 72 kcal / cm2 на година лъчиста енергия, която е частично изразходвана за изпаряване на вода (Le Circle) и частично се връща в атмосферата посредством турбулентен пренос на топлина (R).

Маса. 1. - Топлинен баланс на земната повърхност, KCAL / SM2 година

Степени

Земята средно

R ═════════════════════════════

R ═══════════════

═══════════════════════════════

70-60 Северна ширина

0-10 южна ширина

Земята като цяло

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

Данни за компонентите на Т. b. използвани в развитието на много проблеми на климатологията, суши хидрологията, океанологията; Те се използват за обосноване на цифровите модели на теорията на климата и за емпирична проверка на резултатите от прилагането на тези модели. Материали около Т. б. играя голям

Концепцията за термобаричното поле на Земята

Сезонни трептения на радиационния баланс

Сезонните колебания в радиационния режим на Земята като цяло съответстват на промените в облъчването на северното и южното полукълба в годишната циркулация на Земята около Слънцето.

В екваториален колан Няма сезонни колебания в слънчевата топлина: през декември, а през юли радиационният баланс е равен на 6-8 kcal / cm 2 на земя и 10-12 kcal / cm 2 на морето на месец.

В тропически колани Сезонните трептения вече са ясно изразени. В северното полукълбо - в Северна Африка, Южна Азия и Централна Америка - през декември радиационният баланс е равен на 2-4 kcal / cm 2, а през юни 6-8 ккал / см 2 на месец. Същата картина се наблюдава в южното полукълбо: радиационният баланс е по-висок през декември (лято), под юни (зима).

В целия умерен колан През декември северно от субтропиците (нулевият баланс преминава през Франция, \\ t Централна Азия И остров Хокайдо) баланс отрицателен. През юни, дори в близост до полярния кръг, радиационният баланс е равен на 8 kcal / cm 2 на месец. Най-голямата амплитуда на радиационния баланс се характеризира с континенталното северно полукълбо.

Термичният режим на тропосферата се дефинира като прием на слънчева топлина и динамиката на въздушните маси, извършващи advection на топлина и студ. От друга страна, самото движение на въздуха се причинява от градиент на температурата (спад на температурата на единица разстояние) между екваториални и полярни ширини и между океаните и континентите. В резултат на тези сложни динамични процеси се образува термобаричното поле на Земята. И двете му елемент - температура и налягане - са толкова взаимосвързани, че е в география да говорят за едно термобарно поле на земята.

Топлината, получена от земната повърхност, се превръща и пренасочва от атмосферата и хидросферата. Разрешаване на топлина главно върху изпаряване, турбулентен топлообмен и за преразпределяне на топлината между земята и океана.

Най-голямото количество топлина се изразходва за изпаряване на водата от океаните и континентите. В тропическите ширини на океаните за изпаряване се изразходват приблизително 100-120 kcal / cm 2 на година, а във водните зони с топли токове до 140 kcal / cm 2 годишно, което съответства на изпаряването на водния слой в 2 м. В екваториалния пояс върху изпаряването се изразходва значително по-малко енергия, т.е. приблизително 60 kcal / cm 2 годишно; Това е еквивалентно на изпаряване на един слой вода.

На континента максималните разходи за топлинна енергия за изпаряване възникват в екваториалната зона с мокър климат. В тропическите ширини на суши са пустини с незначително изпарение. При умерени ширини разходите за топлината за изпаряване в океаните 2.5 пъти повече от земята. Повърхността на океана абсорбира от 55 до 97% от всяка радиация, която пада върху нея. На цялата планета за изпаряване се консумират 80% и около 20% от слънчевата радиация се консумира на турбулентен топлообмен.

Топлината, изразходвана за изпаряването на водата, се предава към атмосферата при кондензация на пара под формата на скрита топлина на изпаряване. Този процес изпълнява важна роля в нагреването на въздуха и движението на въздушните маси.

Максималното количество топлина от кондензацията на водните пари се получава чрез екваториални ширини за цялата тропосфера - приблизително 100-140 kcal / cm 2 на година. Това се обяснява с получаването на тук. огромно число Влага, донесена от търговските ветрове от тропически води и повишаване на въздуха над екватора. В сухи тропически географски ширини, броят на скритата топлина на изпаряване, естествено, незначителен: по-малко от 10 kcal / cm 2 годишно в континентните пустини и около 20 kcal / cm 2 на година над океаните. Водата играе решаваща роля в термичния и динамичен режим на атмосфера.

Радиационната топлина влиза в атмосферата чрез борба с турбулентен топлообмен. Въздухът е лош топлопроводител, поради което молекулярната топлопроводимост може да осигури нагряването само на леко (еднометрово устройство) на долния слой на атмосферата. Тропосферата се нагрява от турбулентен, мастиленоструен, вихър разбъркване: въздухът на долния, съседният слой, загрява, се издига, горният студен въздух се намалява на неговото място, което също се загрява. По този начин, топлината бързо се предава от почвения въздух, от един слой към друг.

Бурният топлинен поток е повече над континентите и по-малко над океаните. Той достига максималната стойност в тропическите пустини, до 60 kcal / cm 2 годишно, в екваториални и субтропични зони, намалени до 30-20 kcal / cm2 и в умерено - 20-10 kcal / cm 2 на година. На голям квадрат Водата на океаните дава атмосфера от около 5 kcal / cm 2 годишно, а само в подчинени стругове, въздух от голфустрам и домакинята получава топлина до 20-30 kcal / cm 2 годишно.

За разлика от скритата топлина на изпаряване, турбулентният поток от атмосферата се държи слабо. Над пустините се предава и разсейва, така че пустинните зони и действат като охладителни зони на атмосфера.

Термичен режим на континентите поради тяхното географска позиция Разлята. Цената на топлината за изпаряване на северните континента се определя от тяхното положение в умерения пояс; В Африка и Австралия, суидността на техните значими области. На всички океани се изразходват огромен дял от топлина за изпаряване. След това част от тази топлина се прехвърля на континента и изолира климата на високи ширини.

Анализът на топлообмена между повърхността на континента и океаните ви позволява да нарисувате следните заключения:

1. В екваториалните ширини на полукълба атмосферата получава от нагряваните океани до 40 kcal / cm 2 на година.

2. От континентните тропически пустини на топлина в атмосферата на практика не идва.

3. Линията за нулев баланс преминава през субтропика, близо 40 0 \u200b\u200bширина.

4. при умерени ширини, потреблението на топлина чрез радиация е по-голямо от абсорбираното радиация; Това означава, че климатичната температура на въздуха на умерените географски ширини не се определя от глупости, но адвокати (донесени от ниски ширини) топлина.

5. Радиационният баланс на земната атмосфера е различен спрямо равнината на екватора: в полярните ширини на северното полукълбо достига 60, а в съответния южен - само 20 kcal / cm 2 годишно; Топлината се прехвърля в северното полукълбо по-интензивно, отколкото в южната част, приблизително 3 пъти. Балансът на земната атмосфера се определя от температурата на въздуха.

8.16. Торф и охлаждане на атмосферата в процеса на взаимодействие между системата "океанско-атмосфера-континентална"

Абсорбцията на слънчева светлина по въздух дава не повече от 0,1 0 от топлина от долния километров слой на тропосферата. Директно от слънцето, атмосферата получава не повече от 1/3 топлина, а 2/3 абсорбира от земната повърхност и преди всичко от хидросферата, която го превръща през водна пара, изпарява се от повърхността на водата черупка.

Слънчевите лъчи, преминали през газовата обвивка на планетата, в повечето места на земната повърхност има вода: върху океаните, във водни тела и суши блата, в влажна почва и в листата на растенията. Топлинната енергия на слънчевата радиация се консумира предимно на изпаряване. Количеството топлина, изразходвано за единица изпаряваща вода, се нарича скрита топлина на изпаряване. Когато кондензирането на двойка топлина на изпаряването влиза в въздуха и го загрява.

Абсорбцията на слънчевата топлина с резервоари е различна от отоплението на суши. Топлинният капацитет на водата е около 2 пъти повече от почвата. Със същото количество топлина водата се загрява два пъти по-слаба от почвата. При охлаждане съотношението е обратното. Ако на топлия океанска повърхност проникне на студена въздушна маса, тогава топлината прониква в слоя до 5 км. Затоплянето на тропосферата се изисква скрита топлина на изпаряване.

Разбъркването на турбулентния въздух (безразборно, неравномерно, хаотично) създава конвекционни токове, интензивността и посоката на които зависят от естеството на терена и обикновено наклонената циркулация на въздушната маса.

Концепцията за адиабатния процес. Важна роля в режима на термичния въздух принадлежи към адиабатния процес.

Концепцията за адиабатния процес. Най-важната роля В термичен режим атмосферата принадлежи към адиабатния процес. Адиабатичното отопление и охлаждане на въздуха се срещат в една и съща маса, без да се споделя топлина с други носители.

Когато въздухът се спусне от горните или средните слоеве на тропосферата или по склоновете на планините, той е включен в по-плътни, газовите молекули се приближават, а сблъсъкът им е засилен и кинетичната енергия на въздуха Молекулите се придвижват в термична. Въздухът се загрява, без да се загрява от други въздушни маси, нито от повърхността на Земята. Адиабатичното отопление се появява, например, в тропически колан, над пустините и над океаните в същите географски ширини. Адиабатното отопление на въздуха е придружено от отводняването му (което е основната причина за образуването на пустини в тропическия колан).

В издигащите се течения въздухът се охлажда адиабатично. От гъстата дънна тропосфера се издига в разредените среди и горни. В този случай плътността намалява, молекулите, които един от другите се отстраняват, се срещат по-рядко, термална енергияВъздухът от отопляемата повърхност, отива в кинетична, се изразходва за механична работа по газово разширение. Това обяснява въздушното охлаждане при вдигане.

Сухият въздух се охлажда адиабатично при 1 0 ° C на 100 m повдигане, това е адиабатен процес. Въпреки това, естественият въздух съдържа водни пари, с кондензацията на която се подчертава топлината. Ето защо, в действителност температурата спада с 0.6 0 s на 100 m (или 6 0 s на 1 км височина). Това е влажен адиабатичен процес.

При спускане и сух и мокър въздух се загрява същото, тъй като не се появява кондензацията на влагата и скритата топлина на изпаряването не се откроява.

Най-различни типични характеристики на топлинния режим се проявяват в пустините: голяма част от слънчевата радиация се отразява от светлинната повърхност, топлината не се изразходва за изпаряване и отива за отопление на сухи скали. От тях въздухът се нагрява до високи температури. В сух въздух, топлината не се забавя и източва в горната атмосфера и междупланетинното пространство. Пустинята за атмосферата на планетарна скала служи и като охлаждаща прозорци.