Атмосфера жер беті сияқты Күннің барлық жылуын дерлік қабылдайды. Басқа жылыту көздеріне Жердің ішінен келетін жылу кіреді, бірақ ол жалпы жылудың тек бір пайызын құрайды.

Күн радиациясы жер бетіндегі жалғыз жылу көзі болса да, географиялық қабықтың жылу режимі тек оның салдары ғана емес. радиациялық баланс... Күн жылуы жердегі факторлардың әсерінен трансформацияланады және қайта бөлінеді, ең алдымен ауа мен мұхит ағындары арқылы өзгереді. Олар, өз кезегінде, күн радиациясының ендік бойынша біркелкі емес таралуына байланысты. Бұл - бірі жарқын мысалдаржабық жаһандық байланысжәне табиғаттағы әр түрлі компоненттердің өзара әрекеттесуі.

Жердің тірі табиғаты үшін әр түрлі ендіктер арасында, сондай -ақ мұхиттар мен континенттер арасында жылуды қайта бөлудің маңызы зор. Бұл процестің арқасында жер бетінде жылудың өте кеңістіктік қайта таралуы ауа мен мұхит ағындарының жоғары қозғалыс бағыттарына сәйкес жүреді. Алайда, жалпы жылу алмасу әдетте төмен ендіктерден жоғары ендіктерге және мұхиттардан континенттерге бағытталған.

Атмосферадағы жылудың таралуы конвекция, жылуөткізгіштік және сәулелену арқылы жүреді. Жылу конвекциясы планетаның барлық жерінде кездеседі, жел, ауа ағынының көтерілуі мен төмендеуі барлық жерде кездеседі. Конвекция әсіресе тропикалық аймақтарда айқын байқалады.

Жылуөткізгіштік, яғни атмосфераның жердің жылы немесе суық бетімен тікелей байланысы арқылы жылудың берілуі салыстырмалы түрде маңызды емес, өйткені ауа жылу өткізгіштігі нашар. Дәл осы қасиет екі қабатты терезе жақтауларын өндіруде кеңінен қолданылды.

Әр түрлі ендіктердегі атмосфераның төменгі қабатындағы жылу шығыны мен шығыны бірдей емес. Солтүстік 38 ° С. NS. сіңірілгеннен гөрі көбірек жылу бөлінеді. Бұл шығын қалыпты ендікке бағытталған жылы мұхиттық және ауа ағындарымен өтеледі.

Күн энергиясын алу және тұтыну процесі, Жер атмосферасының барлық жүйесін жылыту және салқындату жылу балансын сипаттайды. Егер біз күн энергиясының атмосфераның жоғарғы шекарасына жыл сайынғы түсуін 100% қабылдайтын болсақ, онда күн энергиясының балансы келесідей болады: 42% Жерден шағылысады және қайтадан ғарышқа оралады (бұл мән альбедоны сипаттайды) Жердің), 38% -ы атмосферадан және 4% -ы жер бетінен көрінеді. Қалған бөлігі (58%) сіңіріледі: 14% - атмосфера және 44% - жер беті. Жердің қызған беті өзіне сіңірілген барлық энергияны қайтарады. Бұл жағдайда жер бетіндегі энергияның сәулеленуі 20% құрайды, 24% ауаны жылытуға және ылғалды буландыруға жұмсалады (ауаны жылытуға 5,6% және ылғалды буландыруға 18,4%).

Мұндай Жалпы сипаттамасыжылу балансы глобусжалпы. Шындығында, әр түрлі беттер үшін әр түрлі ендік белдеулер үшін жылу балансы бірдей болмайды. Кез келген территорияның жылу балансы атмосфералық жағдайға (бұлттығы, ауаның ылғалдылығы мен шаңның құрамы), жер бетінің табиғатына (су немесе жер, орман немесе пияз, қар жамылғысы немесе жалаңаш жер), биіктік. Жылудың көп бөлігі түнде, қыста және биіктікте жұқа, таза құрғақ ауа арқылы таралады. Бірақ, ақырында, радиацияның әсерінен болатын шығындар Күннен келетін жылу есебінен өтеледі, ал тұтастай алғанда Жер бетінде динамикалық тепе -теңдік күйі басым болады, әйтпесе ол жылынып немесе керісінше салқындатылады.

Ауа температурасы

Атмосфера өте күрделі түрде қызады. Күн сәулесінің қысқа толқын ұзындығы, көрінетін қызылдан ультракүлгін сәулеге дейін, Жер бетінде ұзағырақ жылу толқындарына айналады, олар кейіннен Жер бетінен шыққан кезде атмосфераны қыздырады. Атмосфераның төменгі қабаттары жоғарғы қабаттарға қарағанда тезірек қызады, бұл жер бетінің көрсетілген жылу сәулеленуімен және олардың тығыздығы жоғары және су буымен қаныққандығымен түсіндіріледі.

Сипаттамалық ерекшелігіТропосферадағы температураның вертикалды таралуы - оның биіктікке қарай төмендеуі. Орташа тік температуралық градиент, яғни 100 м биіктікке есептелген орташа төмендеу 0,6 ° С құрайды. Ылғалды ауаның салқындауы ылғал конденсациясымен жүреді. Бұл жағдайда белгілі бір мөлшерде жылу бөлінеді, ол будың пайда болуына жұмсалды. Сондықтан ылғалды ауа жоғары көтерілгенде оның салқындауы құрғақ ауадан екі есе баяу жүреді. Тропосферадағы құрғақ ауаның геотермиялық коэффициенті орта есеппен 1 ​​° С құрайды.

Жер мен су объектілерінің қызған бетінен жоғары көтерілген ауа қысымы төмен аймаққа түседі. Бұл оның кеңеюіне мүмкіндік береді және осыған байланысты жылу энергиясының белгілі бір мөлшері кинетикалық энергияға айналады. Бұл процестің нәтижесінде ауа салқындатылады. Егер бір уақытта ол еш жерден жылу алмаса және оны еш жерде бермесе, онда сипатталған бүкіл процесс адиабаталық немесе динамикалық салқындату деп аталады. Керісінше, ауа төмендейді, қысымның жоғарылау аймағына енеді, оны қоршаған ауа тығыздайды және механикалық энергияыстыққа кетеді. Осының арқасында ауада адиабаталық қыздыру пайда болады, ол орташа 100 м түсу үшін орташа 1 ° С.

Кейде ауа температурасы биіктікке қарай көтеріледі. Бұл құбылыс инверсия деп аталады. У көріністерінің себептері әр түрлі: мұз қабаттарынан Жерден сәулелену, суық беттің үстінен жылы ауаның күшті ағындарының өтуі. Инверсиялар әсіресе таулы аймақтарға тән: ауыр суық ауа тау бассейндеріне ағып, сол жерде тұрып қалады. жеңіл ауа жоғары қарай.

Ауа температурасының күнделікті және жылдық өзгеруі беттің жылулық күйін көрсетеді. Ауаның үстіңгі қабатында тәуліктік максимум 14-15 сағатта, ал минимум күн шыққаннан кейін байқалады. Ең жоғары тәуліктік амплитуда субтропикалық ендіктерде (30 ° С), ең төменгісі - полярлықта (5 ° С) кездеседі. Жылдық температуралық өзгеріс ендікке, астыңғы беттің табиғатына, мұхит деңгейінен биіктікке, рельефке және мұхиттан қашықтығына байланысты.

Жер бетіндегі жылдық температураның таралуында белгілі географиялық заңдылықтар анықталды.

1. Екі жарты шарда да орташа температура полюстерге қарай төмендейді. Дегенмен, жылулық экватор - орташа жылдық температурасы 27 ° C болатын жылы параллель - Солтүстік жарты шарда шамамен 15-20 ° ендікте орналасқан. Бұл жердің географиялық экваторға қарағанда мұнда үлкен аумақты алып жатқандығымен түсіндіріледі.

2. Температура экватордан солтүстікке және оңтүстікке қарай біркелкі емес. Экватор мен 25 -ші параллель арасында температураның төмендеуі өте баяу жүреді - әрбір он градус ендік үшін екі градустан төмен. Ендік 25 ° пен 80 ° аралығында температура екі жарты шарда өте тез төмендейді. Кейбір жерлерде бұл төмендеу 10 ° С -тан асады. Полюстерден басқа температураның төмендеу жылдамдығы қайтадан төмендейді.

3. Оңтүстік жарты шардың барлық параллельдерінің орташа жылдық температурасы Солтүстік жарты шардың сәйкес келетін параллельдерінің температурасынан төмен. Ауаның орташа температурасы, негізінен Солтүстік жарты шардың «материгінде», қаңтарда +8,6 ° С, шілдеде +22,4 ° С; оңтүстік «мұхиттық» жарты шарда шілдедегі орташа температура +11,3 ° С, қаңтарда - +17,5 ° С. Солтүстік жарты шарда ауа температурасының ауытқуының жылдық амплитудасы таралу ерекшеліктеріне байланысты екі есе үлкен. сәйкес ендіктердегі құрлық пен теңіз және Антарктида мұзды күмбезінің оңтүстік жарты шардың климатына салқындатқыш әсері.

Изотермиялық карталар Жердегі ауа температурасының таралуының маңызды сипаттамаларын береді. Осылайша, шілде изотермаларының жер бетінде таралуын талдау негізінде келесі негізгі тұжырымдарды тұжырымдауға болады.

1. Екі жарты шардың экстратропикалық аймақтарында континенттердегі изотермалар терезедегі орнына қатысты солтүстікке қарай иіледі. Солтүстік жарты шарда бұл құрлықтың теңізге қарағанда күшті қызуына байланысты, ал оңтүстікте - керісінше қатынасы: бұл кезде бұл жер теңізге қарағанда суық.

2. Мұхит үстінде шілде изотермалары ауа температурасының суық ағындарының әсерін көрсетеді. Бұл әсіресе Калифорния мен Канар мұхитының суық сызығымен жуылған Солтүстік Америка мен Африканың батыс жағалауында байқалады. IN Оңтүстік жарты шарішіне қисық орналасқан изотермалар қарама -қарсы жақсолтүстікке - сонымен қатар суық ағындардың әсерінен.

3. Шілде айының ең жоғары температурасы экватордың солтүстігіндегі шөлдерде байқалады. Бұл уақытта әсіресе Калифорния, Сахара, Арабия, Иран, Азияның ішкі аймақтарында ыстық.

Қаңтар изотермаларының таралуының да өзіндік ерекшеліктері бар.

1. Изотермалардың солтүстіктегі мұхиттар мен оңтүстіктегі құрлықтардың иілімдері одан да айқын, қарама -қарсы болады. Бұл Солтүстік жарты шарда айқын көрінеді. Изотермалардың бүйірге күшті иілуі Солтүстік полюсГольфстримдегі мұхит ағындарының жылу рөлінің жоғарылауын көрсетеді Атлант мұхитыжәне Куро-Шио тыныштықта.

2. Екі жарты шардың экстратропикалық аймақтарында құрлықтардағы изотермалар оңтүстікке қарай айтарлықтай қисық болады. Себебі бұл жер Солтүстік жарты шарда суық, Оңтүстік жарты шарда теңізге қарағанда жылы.

3. Қаңтар айының ең жоғары орташа температурасы Оңтүстік жарты шардың тропикалық белдеуінің шөлдерінде болады.

4. Қаңтар айында планетаның ең үлкен салқындау аймақтары шілдедегідей - Антарктида мен Гренландия.

Жалпы алғанда, Оңтүстік жарты шардың изотермалары жылдың барлық мезгілінде түзу сызықты (ендік) соққыға ие деп айтуға болады. Бұл жерде изотермалар процесінде елеулі ауытқулардың болмауы айтарлықтай таралуымен түсіндіріледі су бетіжер үстінде. Изотерманың барысын талдау температураның күн радиациясының шамасына ғана емес, сонымен қатар мұхиттық және ауа ағындарымен жылудың қайта бөлінуіне де тәуелділігін көрсетеді.

Күннің сәулелі энергиясын жұту арқылы Жердің өзі сәулелену көзіне айналады. Алайда, Күн мен Жердің сәулеленуі айтарлықтай ерекшеленеді. Күннің тікелей, шашыраңқы және шағылысқан сәулелерінің толқын ұзындығы 0,17-ден 2-4-ке дейін болады мк,және қоңырау шалды қысқа толқынсәулелену. Жердің қызған беті, оның температурасына сәйкес, негізінен толқын ұзындығының 2-4-тен 40-қа дейінгі диапазонында сәуле шығарады. мкжәне қоңырау шалды ұзын толқын.Жалпы айтқанда, Күн сәулесі де, Жерден келетін сәуле де барлық толқын ұзындығының толқындарына ие. Бірақ энергияның негізгі бөлігі (99,9%) көрсетілген толқын ұзындығының интервалында жатыр. Күн мен Жерден сәулеленудің толқын ұзындығының айырмашылығы Жер бетінің жылу режимінде маңызды рөл атқарады.

Осылайша, Күн сәулесінен қызған біздің планета радиацияның көзіне айналады. Жер бетінен шығарылатын, толқын ұзындығына байланысты төменнен жоғары қарай бағытталған ұзақ толқынды немесе термиялық сәулелер не атмосферадан еркін кетеді, не кейінге қалдырылады. Ұзындығы 9-12 болатын толқындардың сәулеленуі анықталды мкжұлдызаралық кеңістікке еркін енеді, нәтижесінде жер беті жылудың бір бөлігін жоғалтады.

Жер беті мен атмосфераның жылу тепе -теңдігі мәселесін шешу үшін Жердің әр түрлі аймақтарына күн энергиясының қанша түсетінін және бұл энергияның қанша бөлігі басқа түрлерге айналатынын анықтау қажет болды.

Жер бетіне түсетін күн энергиясының мөлшерін есептеуге тырысу ортасына жатады XIXғасырлар, алғашқы актинометриялық аспаптар жасалғаннан кейін. Алайда, тек 40 -шы жылдары XXғасырда жылу балансын зерттеу мәселесі кеңінен дами бастады. Бұған соғыстан кейінгі жылдары, әсіресе Халықаралық геофизикалық жылға дайындық кезеңінде, актинометриялық станциялар желісінің кеңінен дамуы ықпал етті. КСРО -ның өзінде актинометриялық станциялардың саны IGY басталғанға дейін 200 -ге жетті.Сонымен қатар бұл станциялардағы бақылау көлемі айтарлықтай өсті. Күннің қысқа толқынды радиациясын өлшеуден басқа, жер бетінің радиациялық балансы анықталды, яғни жұтылған қысқа толқынды сәулелену мен астыңғы беттің ұзақ толқындық тиімді сәулеленуінің айырмашылығы. Бірқатар актинометриялық станцияларда ауа температурасы мен биіктіктегі ылғалдылыққа бақылау ұйымдастырылды. Бұл булану мен турбулентті жылу алмасу үшін жылу шығынын есептеуге мүмкіндік берді.

Бір бағдарлама бойынша жердегі актинометриялық станциялар желісінде жүргізілетін жүйелі актинометриялық бақылаулардан басқа, Соңғы жылдарыеркін атмосферадағы радиациялық ағындарды зерттеу бойынша эксперименттік жұмыстар жүргізілуде. Осы мақсатта бірқатар радиостанцияларда арнайы радиозонттардың көмегімен тропосферадағы әр түрлі биіктіктегі ұзын толқынды сәулеленудің тепе-теңдігін жүйелі түрде өлшеу жүргізіледі. Бұл бақылаулар, сондай -ақ еркін шарлар, ұшақтар, геофизикалық зымырандар көмегімен алынған еркін атмосферадағы радиациялық ағындар туралы мәліметтер жасанды спутниктерЖер жылу балансының компоненттерінің режимін зерттеуге мүмкіндік берді.

Эксперименттік зерттеулердің материалдарын пайдалана отырып және есептеу әдістерін кеңінен қолдана отырып, Бас геофизикалық обсерватория қызметкерлері. А.И.Воеикова Т.Г.Берлянд, Н.А.Ефимова, Л.И.Зубенок, Л.А.Строкина, К.Я. бүкіл жер шары үшін жылу балансының компоненттерінің карталар сериясы құрылды. Бұл карталар сериясы алғаш рет 1955 жылы жарық көрді. Жарияланған Атласта күн радиациясының жалпы таралуының карталары, радиациялық баланс, булануға жылу шығыны мен турбулентті жылу алмасу әр ай мен жылға орташа есеппен алынған. Кейінгі жылдары жаңа деректердің түсуіне байланысты, әсіресе IGY кезеңіне, жылу балансының компоненттері туралы мәліметтер нақтыланды және Жаңа эпизод 1963 жылы шыққан карталар

Жер беті мен атмосфераның жылу балансы Жер-атмосфералық жүйе үшін жылудың келуі мен қайтарылуын ескере отырып, энергияның сақталу заңын көрсетеді. Жердің атмосфералық тепе -теңдігінің теңдеуін құру үшін, бір жағынан, бүкіл Жер атмосферамен бірге, ал екінші жағынан - бөлек және алынған барлық жылуды есепке алу керек. жердің астыңғы беті (гидросфера мен литосферамен бірге) және атмосфера. Күннің сәулелі энергиясын жұтып, жер беті сәуле әсерінен осы энергияның бір бөлігін жоғалтады. Қалғаны осы бетті және атмосфераның төменгі қабатын жылытуға, сондай -ақ булануға жұмсалады. Негізгі бетті жылыту топыраққа жылу берумен жүреді, ал егер топырақ ылғалды болса, онда сонымен бірге топырақ ылғалдылығының булануына жылу жұмсалады.

Осылайша, Жердің жылу балансы тұтастай төрт компоненттен тұрады.

Радиациялық баланс ( R). Ол Күннен сіңірілген қысқа толқынды сәулелену мен ұзақ толқынды эффективті сәулелену мөлшерінің айырмашылығымен анықталады.

Топырақтың беткі және терең қабаттары арасындағы жылу алмасу процесін сипаттайтын жылу беру (БІРАҚ).Бұл жылу алмасу топырақтың жылу сыйымдылығы мен жылу өткізгіштігіне байланысты.

Жер беті мен турбулентті жылу алмасу атмосфера (R).Ол астыңғы беті мен атмосфераның температурасы арасындағы қатынасқа байланысты астыңғы қабаттың атмосфераға алатын немесе беретін жылу мөлшерімен анықталады.

Булануға жұмсалған жылу( LE). Ол буланудың жасырын жылуы өнімімен анықталады ( L) булану үшін (E).

Жылу балансының бұл компоненттері бір -бірімен келесі байланыстармен байланысты:

R= A+ П+ LE

Жылу балансының компоненттерінің есептеулері келуші күн энергиясының жер бетінде және атмосферада қалай айналатынын анықтауға мүмкіндік береді. Орта және жоғары ендіктерде күн радиациясының келуі жазда оң, қыста теріс болады. Есептеулер бойынша оңтүстік 39 ° Н. NS. жыл бойы сәуле энергиясының балансы оң болады.КСРО -ның еуропалық территориясында шамамен 50 ° ендік кезінде баланс наурыздан қарашаға дейін оң және үш қыста теріс болады. 80 ° ендікте оң радиациялық баланс тек мамырдан тамызға дейінгі кезеңде байқалады.

Жердің жылу балансының есептеулері бойынша, жер бетімен жұтылған жалпы күн радиациясы атмосфераның сыртқы шекарасына келетін күн радиациясының 43% құрайды. Жер бетінен тиімді сәулелену осы шаманың 15%құрайды, радиациялық баланс 28%, булануға жылу шығыны 23%, турбулентті жылу алмасу 5%.

Енді Жер - атмосфералық жүйе үшін жылу балансының компоненттерін есептеудің кейбір нәтижелерін қарастырайық. Мұнда төрт карта бар: бір жылдың жалпы радиациясы, радиациялық баланс, булануға кететін жылу шығыны және турбулентті жылу алмасу арқылы ауаны жылытуға кететін жылу шығыны, Жердің жылу балансы атласынан алынған (редакторы М.И.Будыко). 10 -суретте көрсетілген картадан жалпы радиацияның ең жоғары жылдық мәндері Жердің құрғақ зоналарында болатыны шығады. Атап айтқанда, Сахара мен Арабия шөлдерінде жылына жалпы радиация 200 -ден асады ккал / см 2,ал екі жарты шардың жоғары ендіктерінде ол 60-80-ден аспайдыккал / см 2.

11 -суретте радиациялық баланс картасы көрсетілген. Жоғарғы және орта ендікте радиациялық баланс төмен ендікке қарай өсетінін байқау қиын емес, бұл жалпы және жұтылған сәулеленудің ұлғаюымен байланысты. Бір қызығы, жалпы сәулеленудің изолиндерінен айырмашылығы, радиациялық баланстың изолиналары мұхиттардан континенттерге өту кезінде бұзылады, бұл альбедо мен тиімді сәулеленудің айырмашылығымен байланысты. Соңғылары су беті үшін кішірек, сондықтан мұхиттардың радиациялық балансы құрлықтардың радиациялық балансынан асып түседі.

Ең аз жылдық сомалар (шамамен 60 ккал / см 2)бұлттылық басым аудандарға, сондай -ақ альбедо мен тиімді сәулеленудің жоғары мәндері радиациялық балансты төмендететін құрғақ аудандарға тән. Радиациялық баланстың ең үлкен жылдық мөлшері (80-90 ккал / см 2)төмен бұлтты, бірақ салыстырмалы ылғалды тропикалық ормандар мен саванналарға тән, мұнда радиацияның келуі маңызды болғанымен, бірақ альбедо мен тиімді сәулелену Жердің шөлді аймақтарына қарағанда көбірек.

Буланудың жылдық мәндерінің таралуы 12 -суретте көрсетілген. Булану үшін жылу шығыны, буланудың жасырын жылуына булану мәнінің туындысына тең (LE), негізінен булану мөлшерімен анықталады, өйткені табиғи жағдайда буланудың жасырын жылуы шағын шектерде өзгереді және орташа есеппен 600 нәжісбуланатын судың граммына.

Жоғарыдағы суреттен шығатыныдай, жерден булану негізінен жылу мен ылғал қорына байланысты. Демек, жер бетінен буланудың максималды жылдық мөлшері (1000 дейін мм)тропикалық ендіктерде өтеді, мұнда айтарлықтай жылу

ресурстар үлкен ылғалмен біріктірілген. Алайда, мұхиттар буланудың маңызды көзі болып табылады. Оның максималды мәндері мұнда 2500-3000-ға жетеді мм.Сонымен қатар, ең үлкен булану салыстырмалы түрде аудандарда болады жоғары құндылықтаржер үсті суларының температурасы, әсіресе жылы ағындар аймақтарында (Гольфстрим, Куро-Сиво және т.б.). Керісінше, суық ағындар аймақтарында буланудың мәні шамалы. Орта ендіктерде жылдық булану жылдамдығы бар. Сонымен қатар, құрлықтан айырмашылығы, мұхиттарда максималды булану суық мезгілде байқалады, ауаның ылғалдылығының үлкен тік градиенттері желдің жылдамдығымен үйлеседі.

Негізгі бет пен атмосфера арасындағы турбулентті жылу алмасу радиация мен ылғал жағдайына байланысты. Сондықтан ең үлкен турбулентті жылу алмасу радиацияның үлкен ағыны құрғақ ауамен қосылатын жерлерде болады. Турбулентті жылу алмасудың жылдық мәндерінің картасынан көрініп тұрғандай (13 -сурет), бұл шөлді аймақтар, оның мәні 60 -қа жетеді. ккал / см 2.Турбулентті жылу алмасудың мәндері екі жарты шардың жоғары ендіктерінде, сондай -ақ мұхиттарда шамалы. Жылдық мәндердің максимумдарын жылы теңіз ағындары аймағында табуға болады (30 -дан астам ккал / см 2 жыл),мұнда су мен ауа арасында үлкен температуралық айырмашылықтар пайда болады. Сондықтан мұхиттардағы ең үлкен жылу алмасу жылдың суық бөлігінде болады.

Атмосфераның жылу балансы Күннен қысқа толқынды және корпускулалық сәулелердің жұтылуымен, ұзақ толқынды сәулеленумен, сәулелі және турбулентті жылу алмасумен, жылу адвекциясымен, адиабаталық процестермен және т.б. Кірістер мен шығыстар туралы мәліметтер күн жылуыметеорологтар атмосфера мен гидросфераның күрделі айналымын, жылу мен ылғалдың айналымын және ауада болатын көптеген процестер мен құбылыстарды түсіндіру үшін қолданады. су қабықтарыЖер.

- Дереккөз-

Погосян, Х.П. Жер атмосферасы / H.P. Погосян [және басқалар]. - М.: Білім, 1970.- 318 б.

Хабарламаны қарау: 1244

Әр түрлі жер беттерінің жылыту мен салқындату дәрежесін дұрыс бағалау, булануды есептеу, топырақтағы ылғалдылықтың өзгеруін анықтау, мұздатуды болжау әдістерін әзірлеу, сондай -ақ мелиоративтік жұмыстардың әсерін бағалау. климаттық жағдайларжер үсті ауа қабаты, жер бетінің жылу балансы туралы мәліметтер қажет.

Жер беті қысқа толқынды және ұзақ толқынды сәулелердің әр түрлі ағындарының әсерінен жылуды үздіксіз қабылдайды және жоғалтады. Жалпы радиация мен қарсы радиацияны көп немесе аз дәрежеде сіңіре отырып, жер беті қызады және ұзақ толқындық сәуле шығарады, яғни жылуды жоғалтады. Жерден жылудың жоғалуын сипаттайтын мән
беті тиімді сәулелену болып табылады. Ол жер бетінің меншікті радиациясы мен атмосфераның жақындап келе жатқан радиациясының айырмашылығына тең. Атмосфераның келе жатқан радиациясы әрқашан Жерге қарағанда біршама аз болғандықтан, бұл айырмашылық оң. Күндізгі уақытта тиімді сәулелену сіңірілген қысқа толқынды сәулемен бөгеледі. Түнде қысқа толқынды күн радиациясы болмаған кезде тиімді сәулелену жер бетінің температурасын төмендетеді. Бұлтты ауа райында атмосфераның қарсы сәулеленуінің жоғарылауына байланысты тиімді сәулелену ашық ауа райына қарағанда әлдеқайда аз болады. Жер бетінің аз және түнгі салқындауы. Орта ендіктерде жер беті тиімді сәулелену арқылы олар сіңірілген радиациядан алатын жылу мөлшерінің жартысына жуығын жоғалтады.

Сәулелі энергияның келуі мен шығыны жер бетінің радиациялық балансының мәнімен бағаланады. Ол айырмасына теңсіңірілген және эффективті сәулеленудің арасында жер бетінің жылулық жағдайы оған байланысты - оны қыздыру немесе салқындату. Күндіз бұл барлық уақытта оң болады, яғни жылудың келуі тұтынудан асып түседі. Түнде радиациялық баланс теріс және тиімді сәулеленуге тең. Жер бетінің радиациялық балансының жылдық мәндері, ең жоғарғы ендіктерді қоспағанда, барлық жерде оң болады. Бұл артық жылу атмосфераны турбулентті жылу өткізуге, булануға және топырақтың немесе судың терең қабаттарымен жылу алмасуға жұмсалады.

Егер біз ұзақ уақыт бойы (бір жыл немесе одан да жақсы, бірнеше жыл) температуралық жағдайды қарастыратын болсақ, онда жер беті, атмосфера бөлек және «Жер-атмосфера» жүйесі жылулық тепе-теңдік күйінде болады. Олардың орташа температурасы жыл сайын аздап өзгереді. Энергияның сақталу заңына сәйкес, жер бетіне кіретін және шығатын жылу ағындарының алгебралық қосындысы нөлге тең деп есептеуге болады. Бұл жер бетінің жылу балансының теңдеуі. Оның мәні мынада: жер бетінің радиациялық балансы радиациялық емес жылу алмасу арқылы теңестіріледі. Жылу балансының теңдеуі, әдетте, жауын -шашынмен тасымалданатын жылу, фотосинтез үшін энергия шығыны, биомасса тотығуының жылу шығыны, сондай -ақ мұзды немесе қарды еріту үшін жылу шығыны сияқты ағындарды есепке алмайды. судың қатуынан келетін жылу.

«Жер - атмосфера» жүйесінің жылу балансы да ұзақ уақыт бойы нөлге тең, яғни Жер планета ретінде тепе -теңдікте: атмосфераның жоғарғы шекарасына келген күн радиациясы радиацияның әсерінен теңестіріледі. атмосфераның жоғарғы шекарасы.

Егер біз оны атмосфераның жоғарғы шекарасына келуін 100% деп қабылдайтын болсақ, онда бұл мөлшердің 32% -ы атмосферада шашыраңқы орналасқан. Оның 6% -ы әлемдік кеңістікке қайта оралады. Демек, 26% жер бетіне шашыраңқы сәуле түрінде келеді; Радиацияның 18% озонмен, аэрозольмен сіңеді және атмосфераны жылытуға кетеді; 5% бұлтпен сіңіріледі; Радиацияның 21% -ы ғарышқа бұлттан шағылу нәтижесінде кетеді. Осылайша, жер бетіне келетін сәуле 50%құрайды, оның ішінде 24%тікелей сәулелену; 47% жер бетіне сіңеді, ал келетін сәуленің 3% -ы қайтадан әлемдік кеңістікке шағылады. Нәтижесінде күн радиациясының 30% -ы атмосфераның жоғарғы шекарасынан ғарыш кеңістігіне кетеді. Бұл мән Жердің планеталық альбедосы деп аталады. «Жер» жүйесі үшін шағылған және шашыраңқы күн радиациясының 30%, жердегі радиацияның 5% және атмосфералық радиацияның 65%, яғни 100% ғана атмосфераның жоғарғы шекарасы арқылы қайтадан ғарышқа кетеді.

Атмосферадағы, гидросферадағы және литосфераның жоғарғы қабаттарындағы физикалық, химиялық және биологиялық процестердің басым көпшілігі үшін энергияның негізгі көзі - күн радиациясы, демек компоненттердің қатынасы. ... осы қабықшаларда оның түрленуін сипаттаңыз.

T. b. энергияның сақталу заңының белгілі бір тұжырымдарын білдіреді және жер бетінің бір бөлігі үшін құрастырылады (T. б. жер беті); атмосфера арқылы өтетін тік баған үшін (T. b. атмосфера); атмосфера мен литосфераның жоғарғы қабаттары арқылы өтетін осындай баған үшін гидросфера (Жер-атмосфера жүйесінің Т. б.).

T. b. Жер беті: R + P + F0 + LE = 0 - жер бетінің элементі мен қоршаған кеңістік арасындағы энергия ағынының алгебралық қосындысы. Бұл ағындарға қысқа толқынды күн радиациясы мен жер бетінен ұзақ толқынды тиімді сәулелену арасындағы R (немесе қалдық сәулелену) R жатады. Оң немесе теріс радиациялық баланс бірнеше жылу ағынымен өтеледі. Жер беті әдетте ауа температурасына тең емес болғандықтан, астыңғы беті мен атмосфера арасында жылу пайда болады. Дәл осындай F0 жылу ағыны жер беті мен литосфераның немесе гидросфераның терең қабаттары арасында байқалады. Бұл жағдайда топырақтағы жылу ағыны молекулалық жылуөткізгіштікпен анықталады, ал су объектілерінде ол азды -көпті турбулентті болады. Резервуардың беті мен оның терең қабаттары арасындағы F0 жылу ағыны су қоймасындағы жылу мөлшерінің белгілі бір уақытқа өзгеруіне және резервуардағы токтардың жылу алмасуына тең. T. b -де маңызды. Жер бетінде әдетте LE -де жылу болады, ол буланған судың массасы E ретінде анықталады.

Теңдеу T. b. атмосферада: Ra + Lr + P + Fa = DW.

T. b. атмосфера оның радиациялық балансынан тұрады Ra; судың фазада ауысуы кезінде Lr жылудың келуі немесе шығыны (r - жауын -шашын); атмосфераның жер бетімен турбулентті жылу алмасуына байланысты Р жылудың келуі немесе шығыны; жылудың келуі немесе шығыны атмосфераның реттелген қозғалыстарымен және макротурбуленттілікпен байланысты колоннаның тік қабырғалары арқылы жылу алмасудан туындайды. Сонымен қатар, теңдеуде T. b. атмосфераға колоннаның ішіндегі жылу мөлшерінің өзгеру шамасына тең DW кіреді.

Теңдеу T. b. Жер-атмосфера жүйесі T. b теңдеулерінің мүшелерінің алгебралық қосындысына сәйкес келеді. жер беті мен атмосфера. Компоненттер T. b. Жер шарының әр түрлі аймақтары үшін жер беті мен атмосфера метеорологиялық бақылаулармен (актинометриялық станцияларда, термиялық биоәртүрліліктің арнайы станцияларында, жердің метеорологиялық спутниктерінде) немесе климатологиялық есептеулермен анықталады.

Т -ның ендік мәндері. мұхиттар үшін құрлық беті, құрлық пен жер т.б. атмосфера 1, 2 кестелерде берілген, онда T. мүшелерінің мәндері. егер олар жылудың келуіне сәйкес келсе, оң деп саналады. Бұл кестелер орташа жылдық жағдайларға қатысты болғандықтан, олар атмосфераның және литосфераның жоғарғы қабаттарының жылу құрамының өзгеруін сипаттайтын терминдерді қамтымайды, өйткені бұл шарттар үшін олар нөлге жақын.

Жер үшін атмосферамен бірге T. b. бойынша ұсынылған. Күн радиациясының ағыны атмосфераның сыртқы шекарасының бірлігіне шамамен 250 ккал / см2 құрайды, оның ішінде әлемде шамамен ═ шағылысады, ал жылына 167 ккал / см2 сіңеді. Жер (Qs көрсеткі қосулы күріш.). Жер бетіне жылына 126 ккал / см2 тең қысқа толқынды сәулелену жетеді; Бұл мөлшердің жылына 18 ккал / см2 шағылысады, ал жылына 108 ккал / см2 жер бетіне сіңеді (Q көрсеткі). Атмосфера жылына қысқа толқынды сәулеленуді 59 ккал / см2 сіңіреді, яғни жердегіден әлдеқайда аз. Жер бетінің тиімді толқын ұзындығы жылына 36 ккал / см2 құрайды (көрсеткі I), сондықтан Жер бетінің радиациялық балансы жылына 72 ккал / см2 құрайды. Жердің әлемдік кеңістікке ұзақ толқынды сәулеленуі жылына 167 ккал / см2-ге тең (көрсеткі Is). Осылайша, Жер беті жылына шамамен 72 ккал / см2 сәулелі энергия алады, ол ішінара судың булануына жұмсалады (LE шеңбері) және турбулентті жылу алмасу арқылы жартылай атмосфераға оралады (Р көрсеткі).

Қойынды. 1. - Жер бетінің жылу балансы, ккал / см2 жыл

Дәрежелер

Жер орташа

R══════LE ═════════R════Fo

R══════LE══════R

═R════LE═══════R═════F0

70-60 солтүстік ендік

0-10 оңтүстік ендік

Жер тұтастай

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

T. b компоненттері туралы мәліметтер. климатология, жер гидрологиясы, океанологияның көптеген мәселелерін әзірлеуде қолданылады; олар климат теориясының сандық модельдерін негіздеу және осы модельдерді қолдану нәтижелерін эмпирикалық тексеру үшін қолданылады. T. b туралы материалдар. үлкен ойна

Жердің термобаралық өрісі туралы түсінік

Радиациялық баланстың маусымдық ауытқуы

Жердің радиациялық режимінің маусымдық ауытқуы, әдетте, Күннің айналасында Жердің жыл сайынғы айналуы кезінде солтүстік және оңтүстік жарты шарлардың сәулеленуінің өзгеруіне сәйкес келеді.

Экваторлық белдеуде күн жылуында маусымдық ауытқулар болмайды: желтоқсанда да, шілдеде де радиациялық баланс құрлықта 6-8 ккал / см 2 және теңізде 10-12 ккал / см 2 құрайды.

Тропикалық аймақтарда маусымдық ауытқулар қазірдің өзінде айқын көрсетілген. Солтүстік жарты шарда - Солтүстік Африкада, Оңтүстік Азия мен Орталық Америкада - желтоқсанда радиациялық баланс 2-4 ккал / см 2, ал маусым айында 6-8 ккал / см 2 құрайды. Дәл осындай сурет Оңтүстік жарты шарда да байқалады: радиациялық баланс желтоқсанда (жазда) жоғары, маусымда (қыста) төмен.

Барлық қоңыржай белдеуде желтоқсанда субтропиканың солтүстігінде (нөлдік баланс сызығы Франция арқылы өтеді, Орталық Азияжәне Хоккайдо аралы) сальдо теріс. Маусым айында, тіпті Арктикалық шеңбердің жанында радиациялық баланс айына 8 ккал / см 2 құрайды. Радиациялық баланстың ең үлкен амплитудасы континенттік Солтүстік жарты шарға тән.

Тропосфераның термиялық режимі күннің жылуының түсуімен де, жылу мен суықтың адвекциясын жүзеге асыратын ауа массаларының динамикасымен де анықталады. Екінші жағынан, ауаның қозғалысы экваторлық және полярлық ендіктер мен мұхиттар мен континенттер арасындағы температуралық градиенттен (бірлік қашықтыққа температураның төмендеуі) байланысты. Осы күрделі динамикалық процестердің нәтижесінде Жердің термобаралық өрісі пайда болды. Оның екі элементі де - температура мен қысым - өзара байланысты, сондықтан географияда Жердің бір термобаралық өрісі туралы айту әдетке айналған.

Жер бетіне түскен жылу атмосфера мен гидросфераның әсерінен айналады және қайта бөлінеді. Жылу негізінен булануға, турбулентті жылу алмасуға және құрлық пен мұхит арасында жылуды қайта бөлуге жұмсалады.

Жылудың ең көп мөлшері мұхиттар мен континенттерден судың булануына жұмсалады. Мұхиттардың тропикалық ендіктерінде жылына шамамен 100-120 ккал / см 2 булануға жұмсалады, ал жылы ағындары жылына 140 ккал / см 2 дейінгі суларда, бұл су қабатының булануына сәйкес келеді. м қалың. Экваторлық белдеуде булануға әлдеқайда аз энергия жұмсалады, яғни жылына шамамен 60 ккал / см 2; бұл бір метрлік су қабатының булануына тең.

Құрлықтарда булану үшін максималды жылу шығыны ылғалды климаты бар экваторлық зонаға түседі. Жердің тропикалық ендіктерінде булануы шамалы шөлдер бар. Қоңыржай ендіктерде мұхиттарда булануға кететін жылу шығыны құрлыққа қарағанда 2,5 есе жоғары. Мұхит беті оған түсетін барлық радиацияның 55-97% -ын сіңіреді. Бүкіл планетада күн радиациясының 80% булануға, ал шамамен 20% турбулентті жылу алмасуға жұмсалады.

Судың булануына жұмсалатын жылу будың конденсациясы кезінде жасырын булану жылуы түрінде атмосфераға беріледі. Бұл процесс ауаны жылытуда және ауа массаларының қозғалысында үлкен рөл атқарады.

Су буының конденсациясынан бүкіл тропосфера үшін жылудың максималды мөлшері экваторлық ендіктермен алынады - жылына шамамен 100-140 ккал / см 2. Бұл мұнда кіруге байланысты үлкен сомаылғалдылық тропикалық сулардан келетін желмен және экватордан жоғары ауаның көтерілуімен байланысты. Құрғақ тропикалық ендіктерде буланудың жасырын жылу мөлшері табиғи түрде шамалы: құрлықтық шөлдерде жылына 10 ккал / см 2 -ден аз және мұхиттарда жылына шамамен 20 ккал / см 2. Су атмосфераның жылулық және динамикалық жағдайында шешуші рөл атқарады.

Радиациялық жылу сонымен қатар ауаның турбулентті жылу алмасуы арқылы атмосфераға енеді. Ауа жылу өткізгіштігі нашар, сондықтан молекулалық жылуөткізгіштік атмосфераның төменгі бөлігін ғана (бірнеше метр) қыздыруды қамтамасыз ете алады. Тропосфера турбулентті, ағынды, құйынды қоспалар арқылы қызады: жермен іргелес төменгі қабаттың ауасы қызады, ағынмен көтеріледі, ал жоғарғы суық ауа өз орнына түседі, ол да қызады. Осылайша, жылу топырақтан ауаға, бір қабаттан екінші қабатқа тез ауысады.

Турбулентті жылу ағыны құрлықтарда үлкен, ал мұхиттарда аз. Ол максималды мәніне тропикалық шөлдерде жылына 60 ккал / см 2 дейін жетеді, экваторлық және субтропикалық белдеуде 30-20 ккал / см 2 дейін төмендейді, ал қоңыржай белдеуде жылына 20-10 ккал / см 2. . Үстінде үлкен аумақмұхит суы атмосфераға жылына шамамен 5 ккал / см 2 береді, ал тек субполярлық ендіктерде Гольфстрим мен Куросиво ауа жылына 20-30 ккал / см 2 дейін жылу алады.

Жасырын буланудың жылулығынан айырмашылығы, турбулентті ағын атмосферада әлсіз сақталады. Шөлдердің үстінде ол жоғары қарай таралады және таралады, сондықтан шөл зоналары атмосфералық салқындатудың рөлін атқарады.

Олардың арқасында материктердің жылу режимі географиялық орналасуыәр түрлі Солтүстік құрлықтарда булану үшін жылу шығыны олардың қоңыржай белдеудегі жағдайымен анықталады; Африка мен Австралияда - олардың елеулі аудандарының құрғақтығы. Барлық мұхиттарда жылудың үлкен бөлігі булануға жұмсалады. Содан кейін бұл жылудың бір бөлігі құрлықтарға беріледі және жоғары ендіктердің климатын жылытады.

Материктер мен мұхиттар арасындағы жылу алмасуды талдау келесі қорытынды жасауға мүмкіндік береді:

1. Екі жарты шардың экваторлық ендіктерінде атмосфера жылына 40 ккал / см 2 дейін қызған мұхиттардан жылу алады.

2. Құрлықтық тропикалық шөлдерден атмосфераға іс жүзінде жылу түспейді.

3. Нөлдік тепе -теңдік сызығы 40 0 ​​ендікке жақын субтропиктер арқылы өтеді.

4. Қоңыржай ендіктерде сәулелену арқылы жылуды тұтыну жұтылған сәулеленуден үлкен; бұл климаттық ауа температурасы қалыпты ендіктерде күнмен емес, адвективті (төмен ендіктерден алынған) жылумен анықталады дегенді білдіреді.

5. Жер -атмосфераның радиациялық балансы экваторлық жазықтыққа қатысты диссиметриялы: солтүстік жарты шардың полярлық ендіктерінде 60 -қа жетеді, ал сәйкес оңтүстік ендіктерде - жылына тек 20 ккал / см 2; жылу солтүстік жарты шарға оңтүстікке қарағанда интенсивті түрде беріледі, шамамен 3 есе. Ауа температурасы Жер-атмосфера жүйесінің тепе-теңдігімен анықталады.

8.16. «Мұхит-атмосфера-құрлықтар» жүйесінің өзара әрекеттесу процесінде атмосфераның жылуы мен салқындауы

Күн сәулесінің ауамен жұтылуы тропосфераның төменгі километрлік қабатына 0,1 0 С артық емес жылу береді. Күннен тікелей атмосфера жылудың 1/3 бөлігінен аспайды, ал оның 2/3 бөлігі жер бетінен және ең алдымен гидросферадан сіңеді, ол жылуды оған бетінен буланған су буы арқылы береді. су қабығы.

Планетаның газ қабығынан өтетін күн сәулелері жер бетінің көп жерінде сумен кездеседі: мұхиттарда, су айдындарында және құрлық батпақтарында, ылғалды топырақта және өсімдік жапырақтарында. Күн радиациясының жылу энергиясы ең алдымен булануға жұмсалады. Буланған судың бірлігіне жұмсалған жылу мөлшері буланудың жасырын жылуы деп аталады. Бу конденсацияланған кезде булану жылуы ауаға еніп, оны қыздырады.

Күн жылуын су объектілерінің игеруі жерді жылытудан ерекшеленеді. Судың жылу сыйымдылығы топырақтан шамамен 2 есе көп. Дәл осындай мөлшерде су топырақтың жартысына жуығы қызады. Салқындаған кезде қарым -қатынас керісінше болады. Егер суық ауа массасы жылы мұхит бетіне енсе, онда жылу қабатқа 5 км -ге дейін енеді. Тропосфераның жылынуы буланудың жасырын жылуына байланысты.

Ауаның турбулентті араласуы (кездейсоқ, біркелкі емес, хаотикалық) конвекциялық токтарды тудырады, олардың қарқындылығы мен бағыты жер бедерінің сипатына және ауа массаларының планетарлық айналымына байланысты.

Адиабаталық процесс туралы түсінік. Ауаның жылу режимінде адиабаталық процестің маңызы зор.

Адиабаталық процесс туралы түсінік. Ең маңызды рөлатмосфераның жылу режимінде адиабаталық процесс жатады. Адиабаталық ауаның қызуы мен салқындауы басқа орталармен жылу алмасусыз бір массада жүреді.

Ауа тропосфераның жоғарғы немесе ортаңғы қабаттарынан немесе таулардың баурайынан түскенде, ол шығарылған қабаттардан тығызырақ қабатқа енеді, газ молекулалары жақындайды, олардың соқтығысуы күшейеді және ауа молекулаларының қозғалысының кинетикалық энергиясы айналады. жылу энергиясы. Ауа басқа ауа массаларынан да, жер бетінен де жылу алмастан қызады. Адиабаталық жылыту, мысалы, тропикалық белдеуде, шөлдер мен мұхиттардың сол ендіктерінде жүреді. Адиабаталық ауаның қызуы оның кептіруімен жүреді (бұл тропикалық белдеуде шөлдердің пайда болуының негізгі себебі).

Жоғары көтерілетін ағындар ауаны адиабатикалық түрде салқындатады. Тығыз төменгі тропосферадан ол сирек кездесетін ортаңғы және жоғарғы қабатқа көтеріледі. Сонымен бірге оның тығыздығы төмендейді, молекулалар бір -бірінен алыстайды, жиі соқтығысады, жылу энергиясы, қыздырылған беттен ауамен алынған, кинетикалыққа айналады, газды кеңейту үшін механикалық жұмысқа жұмсалады. Бұл көтеру кезінде ауаның салқындауын түсіндіреді.

Құрғақ ауа адиабатикалық жолмен 100 м көтерілу кезінде 10 С температурада салқындатылады, бұл адиабатикалық процесс. Алайда табиғи ауаның құрамында су буы бар, оның конденсациясы жылу шығарады. Демек, іс жүзінде температура 100 м -ге 0,6 0 С -қа (немесе 1 км биіктікке 6 0 С -қа) төмендейді. Бұл дымқыл адиабаталық процесс.

Түсіру кезінде құрғақ және дымқыл ауаны бірдей қыздырады, өйткені ылғалдың конденсациясы болмайды және буланудың жасырын жылуы болмайды.

Жердің жылулық режимінің ең тән белгілері шөлдерде көрінеді: күн радиациясының көп бөлігі олардың жарық бетінен көрінеді, жылу булануға кетпейді және құрғақ жыныстарды жылытуға кетеді. Олардан ауа күндіз жоғары температураға дейін қызады. Құрғақ ауада жылу сақталмайды және атмосфераның жоғарғы қабатына және планетааралық кеңістікке еркін таралады. Шөлдер сонымен қатар планеталық масштабтағы атмосфераны салқындататын терезе ретінде қызмет етеді.