Takmer celé teplo atmosféry, ako je zemský povrch, dostane zo Slnka. Iné zdroje vykurovania patrí do tepla pochádzajúceho z hlbín zeme, ale je to len podiel na percentách celkového tepla.

Hoci slnečné žiarenie a slúži ako jediný zdroj tepla pre zemský povrch, tepelný spôsob geografickej škrupiny nie je len dôsledkom Žiarenie. Solárne teplo sa otáča a redistribuuje pod vplyvom zemských faktorov a je primárne transformovaný vzduchom a oceánskymi prúdmi. Na druhej strane sú spôsobené nerovnomerným distribúciou zemepisných šíriek slnečného žiarenia. Toto je jedno jasné príklady tesný globálna komunikácia a interakciu rôznych zložiek v prírode.

Pre voľne žijúce živočíchy Zeme je nevyhnutná prerozdelenie tepla medzi rôznymi zeňmi, ako aj medzi oceánmi a kontinentmi. Vďaka tomuto procesu sa vyskytne veľmi zložité priestorové redistribúcie tepla na povrchu Zeme v súlade s vynikajúcimi smermi pohybu vzduchu a oceánskych tokov. Avšak, celkový prenos tepla je spravovaný spravidla z nízkych zemepisných šíriek na vysoké a oceány na kontinenty.

Rozloženie tepla v atmosfére sa vyskytuje konvekciou, tepelnou vodivosťou a žiarením. Tepelná konvekcia sa prejavuje všade na planéte, vetry, vzostupne a nadväzujúce vzduchové prúdy majú rozšírenú distribúciu. Zvlášť silná konvekcia je vyjadrená v trópoch.

Tepelná vodivosť, to znamená, že tepelný prenos s priamym kontaktom atmosféry s teplou alebo studeným povrchom Zeme má relatívne malú hodnotu, pretože vzduch je zlý tepelný vodič. Táto vlastnosť bola široko používaná pri výrobe okenných rámov s dvojitými okuliarmi.

Príjmy a náklady na teplo v nižšej atmosfére na rôznych zemepisných šírkach nerovnakých. Severne od 38 ° С. sh. Teplo sa vyžarovalo viac ako absorbované. Táto strata je kompenzovaná teplými oceánmi a vzduchovými prúdmi zameranými na mierne zemepisné šírky.

Proces prijímania a spotreby slnečnej energie, vykurovania a chladenia celého systému atmosféry Zeme sa vyznačuje tepelnou rovnováhou. Ak berieme ročný prietok solárnej energie na hornú hranicu atmosféry 100%, rovnováha slnečnej energie bude vyzerať takto: Odráža sa z zeme a vráti sa späť do vonkajšieho priestoru 42% (táto hodnota charakterizuje Albedo Zeme) a 38% sa odráža v atmosfére a 4% - povrch zeme. Zostávajúce (58%) sa absorbuje: 14% - atmosféra a 44% - povrch zeme. Vyhrievaný povrch Zeme dáva späť všetku absorbovanú energiu. V tomto prípade je energetické žiarenie povrchu Zeme 20%, 24% sa spotrebuje na ohrev vzduchu a odparení vlhkosti (5,6% - na vykurovací vzduch a 18,4% - na odparenie vlhkosti).

Taký všeobecné charakteristiky Tepelná rovnováha glóbus všeobecne. V skutočnosti, pre rôzne chrbtové pásy pre rôzne povrchy, bude tepelná rovnováha ďaleko od toho istého. Tepelná bilancia akéhokoľvek územia je teda narušená pri východe slnka a západu slnka, pri zmene ročných období, v závislosti na atmosférických podmienkach (oblakoch, vlhkosti vzduchu a obsahu prachu v ňom), povrchová povaha (voda alebo sušenie, les alebo cibuľa, snehový kryt alebo nahé krajiny), výška nad morom. Väčšina z celého tepla je vyžarovaná v noci, v zime a cez zriedkavý čistý suchý vzduch pri vysokých nadmorských výškach. V dôsledku toho je však strata v dôsledku ožarovania kompenzovaná teplom pochádzajúcim zo slnka a stav dynamickej rovnováhy dominuje na Zemi, inak by sa v teple alebo naopak ochladzovalo.

Teplota vzduchu

Atmosférické kúrenie sa vyskytuje pomerne ťažké. Krátke vlny slnečného žiarenia v rozsahu od viditeľnej červenej až ultrafialového svetla sa zmenia na dlhšie tepelné vlny, ktoré neskôr, keď sú vyžarované z povrchu zeme, ohrievajú atmosféru. Nižšie vrstvy atmosféry sa ohrievajú rýchlejšie ako horný, čo je vysvetlené indikovaným tepelným žiarením zemského povrchu a skutočnosť, že majú väčšiu hustotu a nasýtenú vodnú paru.

Charakteristický znak Vertikálna distribúcia teploty v troposfére je jeho zníženie s výškou. Priemerný vertikálny teplotný gradient, to znamená, že priemerný pokles, vypočítaný 100 m výšky, je 0,6 ° C. Chladenie vlhkého vzduchu je sprevádzané kondenzáciou vlhkosti. To odlišuje určité množstvo tepla, ktoré bolo vynaložené na tvorbu pary. Preto pri zdvíhaní mokrého vzduchu jej chladenia sa takmer zdvojnásobil sucho. Geotermálny koeficient suchého vzduchu troposféry je v priemere 1 ° C.

Vzduch, ktorý stúpa z vyhrievaného povrchu sushi a vodných útvarov spadá do zníženej tlakovej zóny. To umožňuje rozšíriť a v súvislosti s týmto, určité množstvo tepelnej energie ide do kinetického. Vďaka tomuto procesu sa vzduch ochladzuje. Ak sa zároveň nedostane žiadne teplo a nedáva to nikde, potom sa celý opísaný proces nazýva aliabatický alebo dynamické chladenie. A naopak, vzduch, znižuje, spadá do zóny vysokého tlaku, je zhutnený vzduchom, ktorý ho obklopuje, a mechanická energia ide do tepelného. Z tohto dôvodu, vzduch sa vyskytuje adiabatické kúrenie, ktoré priemerne 1 ° C pre každých 100 m nižšie.

Niekedy rastie teplota vzduchu s výškou. Tento fenomén dostal názov inverzie. Príčiny u "prejavov sa líšia: Radiačné žiarenie Zeme cez ľadový kryt, priechod silných prúdov teplého vzduchu nad chladným povrchom. Najmä charakterizovaný inverziou pre horské oblasti: ťažký studený vzduch prúdi do horských oblastí a to je plnená, rozbitá zapaľovač teplý vzduch.

Denné a ročné zmeny teploty vzduchu odráža tepelný stav povrchu. V povrchovej vrstve vzduchu je denné maximum nastavené na 14-15 hodín a minimum sa pozorovalo po východe slnka. Najväčšia denná amplitúda prebieha v subtropických zemepisných šírkach (30 ° C), najmenších - v polárne (5 ° C). Ročná teplota teploty závisí od zemepisnej šírky, povahy podkladového povrchu, výšky miesta nad úrovňou oceánu, úľavy, odľahlosť z oceánu.

Pri distribúcii ročných teplôt na povrchu Zeme boli odhalené určité geografické vzory.

1. V oboch hemisférach sa priemerné teploty znižujú na póly. Tepelný rovník je však teplá rovnobežná s priemernou ročnou teplotou 27 ° C - nachádza sa na severnej pologuli približne 15-20 °. To je vysvetlené skutočnosťou, že Sushi zaberá veľkú plochu ako na geografickom rovníku.

2. Z rovníka na sever a južne od teploty sa nerovnomerne mení. Medzi rovníkom a paralelom 25-do-jedným, pokles teploty sa vyskytuje veľmi pomaly - menej ako dva stupne pre každých desať stupňov zemepisnej šírky. Medzi 25 ° a 80 ° zemepisnou šírkou v oboch teplotných hemisférach sa veľmi rýchlo znižujú. Na miestach tohto zníženia presiahne 10 ° C. Nad póloch je rýchlosť poklesu teploty znova zamietnutá.

3. Priemerné ročné teploty všetkých paralelov južnej pologule sú menšie ako teplota zodpovedajúcich paralelov severnej pologuli. Priemerná teplota vzduchu je výhodne "pevninská" severná hemisféra v januári +8,6 ° C, v júli - +22,4 ° C; V južnej "oceánskej" hemisfére, priemerná teplota júla +13.3 ° C, január - +17,5 ° C. Dvakrát ročná amplitúda kolísania teploty vzduchu na severnej pologuli je vysvetlená vlastnosťami distribúcie sushi a mora Na zodpovedajúcich zemepisných šírkach a chladiaci efekt Grand Ice Dome Antarktídy na podnebie južnej pologule.

Dôležité charakteristiky distribúcie teploty vzduchu na Zemi dávajú karty Isotherm. Na základe analýzy distribúcie júl izotermy na povrchu Zeme môžu byť formulované tieto hlavné závery.

1. V ethrotických oblastiach oboch hemisférov sú izotermy nad pevným ohybom na sever vzhľadom na jeho polohu na oknách. Na severnej pologuli je to spôsobené tým, že Susha je silnejšia ako more, a na juh - opačný pomer: V tomto čase je tu suché more.

2. Cez oceány, júlové izotermy odrážajú účinok teploty za studena. To je obzvlášť viditeľné. To sa prejavuje pozdĺž tých západných brehov Severnej Ameriky a Afriky, ktoré sa umyjú chladnou korešpondenciou Kalifornia a Kanárske oceánske prúdy. V Južná pologuľa Izotermy zakrivené B. opačná strana severne - aj pod vplyvom studených trendov.

3. Najvyššie priemerné teploty v júli sú pozorované v púšti nachádzajúcich sa severne od rovníka. Zvlášť horúce v tejto dobe v Kalifornii, Sahare, Arábii, Iráne, vnútrozemských oblastiach Ázie.

Distribúcia januára izoterms má tiež vlastné charakteristiky.

1. ohyby izotermy nad oceánmi na sever a nad zemou na juh stále rastú, kontrastujú. Väčšina z nich sa prejavuje na severnej pologuli. Silné ohyby Isotherm stranou severný pól odrážajú zvýšenie tepelnej úlohy golfového toku tokov Atlantický oceán A Kuro-Sio v pokoji.

2. V ethrotických oblastiach oboch hemisférov sú izotermy nad pevninou výrazne zakrivené juh. To je vysvetlené skutočnosťou, že na severnej pologuli je suché chladnejšie a v južnej - teplejšie ako more.

3. Najvyššie priemerné teploty v januári sú v púšti tropického pásu južnej pologuli.

4. Oblasti najväčšieho chladenia na planéte v januári, ako v júli, je Antarktída a Grónsko.

Vo všeobecnosti možno konštatovať, že izotermy južnej pologule cez všetky ročné obdobia roka majú priamej (latitional) povahu úseku. Absencia významných anomálií počas izotermy je tu spôsobená významnou prevahou. vodný povrch Cez pôdu. Analýza zdvihu Isotherm označuje úzku závislosť teplôt nielen z veľkosti slnečného žiarenia, ale aj z prerozdelenia tepla oceánmi a vzduchovými prúdmi.

Absorbujúca žiarivú energiu slnka, samotná Zemi sa stáva zdrojom žiarenia. Avšak, žiarenie slnka a žiarenie zeme je výrazne odlišné. Priame, rozptýlené a odrazené žiarenie slnka má vlnovú dĺžku, ktorá sa skladá v rozsahu od 0,17 do 2-4 mk,a volal krátkodobýžiarenie. Vyhrievaný povrch Zeme podľa jeho teploty vyžaruje žiarenie hlavne v rozsahu vlnovej dĺžky od 2-4 do 40 mka volal longwall.Všeobecne povedané, že žiarenie slnka a žiarenie Zeme majú vlny všetkých dĺžok. Ale väčšina energie (99,9%) leží v zadanom intervale vlnovej dĺžky. Rozdiel v vlnovej dĺžke žiarenia slnka a Zeme hrá veľkú úlohu v tepelnom režime zemského povrchu.

Takže vykurovanie lúčov slnka, naša planéta sa stáva zdrojom žiarenia. Dlhá vlna emitovaná zemským povrchom alebo tepelným lúčom smerujúcimi nahor, v závislosti na vlnovej dĺžke alebo voľne prejdite atmosférou, alebo ho oneskoriť. Bolo zistené, že žiarenie vĺn v dĺžke 9-12 mkvoľne ide do medzihviezdneho priestoru, v dôsledku čoho povrch zeme stratí časť svojho tepla.

Na vyriešenie problému tepelnej rovnováhy povrchu Zeme a atmosféry bolo potrebné určiť, koľko slnečnej energie vstupuje do rôznych pozemných oblastí a koľko tejto energie je premenená na iné typy.

Pokusy vypočítať množstvo prichádzajúcej slnečnej energie na zemskom povrchu patria do stredu XIX. storočia, po vytvorení prvých aktinometrických zariadení. Avšak, len v 40. rokoch XX Stenník začal široko rozvíjať úlohu študovať tepelnú rovnováhu. To bolo podporované rozšíreným rozvojom aktinometrickej siete staníc v povojnových rokoch, najmä počas prípravy na medzinárodný geofyzikálny rok. Iba v ZSSR, počet aktinometrických staníc na začiatok MGG dosiahol 200. Zároveň bol významne rozšírený objem pozorovania na týchto staniciach. Okrem merania krátkozrakového žiarenia Slnka sa stanovila radiačná rovnováha zemského povrchu, t.j. rozdiel medzi absorbovaným krátkodobým žiarením a dlhodobo účinným žiarením podkladového povrchu. Počet aktinometrických staníc organizoval pozorovania teploty a vlhkosti v nadmorských výškach. To umožnilo vypočítať náklady na teplo na odparovanie a turbulentnú výmenu tepla.

Okrem systematických aktinometrických pozorovaní, ktoré sa vykonávajú v sieti pozemných aktinometrických staníc na rovnakom type programu, v posledné roky Vykonáva sa experimentálna práca na štúdiu žiarenia v bezplatnej atmosfére. Na tento účel sa vyrábajú systematické merania rovnováhy s dlhým vlnovým žiarením v rôznych výšinách v troposfére. Tieto pozorovania, ako aj údaje o radiačných prúdoch v bezplatnej atmosfére získané pomocou voľných aerostatov, lietadiel, geofyzikálnych rakiet a umelé satelity Zem, dovolené študovať spôsob komponentov tepelnej rovnováhy.

Použitie materiálov experimentálnych štúdií a široko uplatňovaní metód urovnania, zamestnancov hlavného geofyzikálneho observatória. A. I. WAIKOVA T. BURLIND, N. A. EFIMOVA, L. I. VLENOK, L. A. RUROVNA, K. YA. VINNIKOV A I. PODĽA VEDOMOSTI M. I. BDYKO na začiatku 50. rokov po prvýkrát bolo pre celé postavené séria mapových komponentov tepelnej rovnováhy Globe. Táto séria kariet bola prvýkrát publikovaná v roku 1955. V vynikajúcich atlasoch boli mapy celkovej distribúcie slnečného žiarenia, radiačnej rovnováhy, náklady na teplo na odparovanie a turbulentnú výmenu tepla za mesiac a rok. V nasledujúcich rokoch, vzhľadom na prijatie nových údajov, najmä na obdobie MGH, údaje o zložkách tepelnej rovnováhy boli rafinované a vybudované nové série Mapy, ktoré boli publikované v roku 1963

Tepelná bilancia povrchu Zeme a atmosféra, berúc do úvahy príliv a návrat tepla pre systém, atmosféra odráža zákon o ochrane energie. Ak chcete vypracovať rovnicu vyváženia tepla - atmosféra, je potrebné vziať do úvahy všetky teplo - výsledné a spotrebované, - na jednej strane všetky krajiny spolu s atmosférou a na strane druhej, Samostatne podkladový povrch Zeme (spolu s hydrosférou a litosférou) a atmosférou. Absorpčná žiarivá energia slnka, zemský povrch je súčasťou tejto energie stráca žiarenie. Zvyšok sa vynakladá na ohrev tohto povrchu a dolných vrstiev atmosféry, ako aj odparovanie. Vykurovanie podkladového povrchu je sprevádzaný prenosom tepla do pôdy, a ak je pôda mokrá, je súčasne náklady na teplo a odpariť vlhkosť pôdy.

Tepelná rovnováha pôdy ako celku sa skladá zo štyroch zložiek.

Žiarenie ( R.). Je určený rozdielom medzi množstvom absorbovaného krátkozraktného žiarenia Slnko a dlhodobé účinné žiarenie.

Výmena tepla v pôde charakterizujúcom procesu prenosu tepla medzi povrchovými a hlbšími vrstvami pôdy (ALE).Táto výmena tepla závisí od tepelnej kapacity a tepelnej vodivosti pôdy.

Turbulentná výmena tepla medzi povrchom Zeme a atmosféra (R).Je určený množstvom tepla, ktorý podkladový povrch prijíma alebo poskytuje atmosféru v závislosti od pomeru medzi teplotou podkladového povrchu a atmosférou.

Teplo strávené na odparovaní( Le.). Je určený prácou skrytého tepla odparovania ( L.) na odparovaní (e).

Tieto zložky tepelnej rovnováhy sú spojené medzi sebou ako nasledujúci vzťah:

R.= A.+ P. \\ t+ Le.

Výpočty zložiek tepelnej bilancie umožňujú určiť, ako sa prichádzajúca slnečná energia prevedená na povrchu zeme a v atmosfére. V stredných a vysokých zemepisných šírkach je prílev slnečného žiarenia v lete pozitívny, v zime je negatívny. Podľa výpočtov južne od 39 ° C. sh. Bilancia sálavej energie je po celý rok pozitívna, na zemepisnej šírke asi 50 ° na európskom území ZSSR, zostatok je pozitívny od marca do novembra a je negatívny na tri zimné mesiace. Na zemepisnej šírke 80 ° sa pozitívna radiačná rovnováha pozorovala len v priebehu mája - august.

V súlade s výpočtami tepelnej rovnováhy Zeme, celkové slnečné žiarenie, absorbované povrchu zeme ako celku, 43% slnečného žiarenia prichádzajúce na najvzdialenejšiu hranicu atmosféry. Efektívne žiarenie zo zemského povrchu je 15% tejto hodnoty, radiačný zostatok je 28%, náklady na teplo na odparovanie - 23% a turbulentný prenos tepla - 5%.

Teraz zvažujeme niektoré výsledky výpočtu komponentov tepelnej rovnováhy pre systém Zeme - atmosféra. Tu sú štyri karty: Celkové žiarenie za rok, Radiačná váha, náklady na tepla na odparovanie a náklady na tepla na ohrev vzduchu pomocou turbulentnej výmeny tepla, požičané z tepelného vyváženia Atlas glóbska (ED. M. I. BDYKO). Z mapy uvedenej na obrázku 10 z toho vyplýva, že najväčšie ročné hodnoty celkového žiarenia sa vyskytujú na suchých zónach Zeme. Najmä v sahare a arabských púšte, celkové žiarenie v priebehu roka presahuje 200 kcal / cm2,a vo vysokých zemepisných šírkach oboch hemisférov nepresahuje 60-80kcal / cm 2.

Obrázok 11 zobrazuje kartu žiarenia. Je ľahké vidieť, že vo vysokých a stredných zemepisných šírkach sa zvyšuje radiačný zostatok smerom k nízkym zemepisným šírkam, ktorý je spojený so zvýšením celkového a absorbovaného žiarenia. Je zaujímavé poznamenať, že na rozdiel od dezolu z celkového žiarenia, zosilňovanie radiačnej rovnováhy v prechode z oceánov na pevnine je prasknutie, čo je spojené s rozdielom v Albedo a efektívnom žiarení. Ten je menej pre povrch vody, takže radiačná rovnováha oceánov presahuje radiačnú rovnováhu pevniny.

Najmenšie ročné sumy (približne 60%) kcal / cm 2)charakteristika pre oblasti, kde prevláda zakaláciu, ako v suchých oblastiach, kde vysoké hodnoty albedo a účinné hodnoty žiarenia znižujú radiačný zostatok. Najväčšie ročné množstvá radiačného bilancie (80-90 kcal / cm 2)charakteristika pre bezmratné, ale pomerne vlhké dažďové pralesy a savanna, kde je príchod žiarenia, hoci významný, ale albedo a účinné žiarenie je väčšie ako v púštnych oblastiach Zeme.

Distribúcia ročných hodnôt odparovania je prezentované na obrázku 12. Náklady na teplo na odparovanie sa rovná produktu odparovania na skryté teplo odparovania (L.E), je určený hlavne odparovaním, pretože skryté teplo odparovania v prírodných podmienkach zmení v malých limitoch av priemere rovnajúcom sa 600 ° C cal.na gram odparovacej vody.

Vyplýva z vyššie uvedeného obrázku, odparovanie zo sushi závisí hlavne od zásoby tepla a vlhkosti. Maximálne ročné množstvá odparovania z povrchu sushi (do 1000 mm)prebiehajú v tropických zemepisných šírkach, kde významný termálny

zdroje sú kombinované s veľkou vlhkosťou. Oceány sú však najdôležitejšie zdroje odparovania. Maximálne hodnoty Tu sa dosahujú 2500-3000 mm.V rovnakej dobe, najväčšie odparovanie sa vyskytuje v oblastiach relatívne vysoké hodnoty Teplota povrchových vôd, najmä v zónach teplých prúdov (Golfustrim, Kuro-SIVO atď.). Naopak, v zónach chladných tokov odparovania malé. V stredných zemepisných šírkach je ročný krok odparovania. V rovnakej dobe, na rozdiel od sushi, maximálne odparovanie na oceánoch je pozorované v chladnom období, keď sa veľké vertikálne vlhkosť vzduchu v kombinácii so zvýšenými rýchlosťami vetra.

Turbulentná výmena tepla podkladového povrchu s atmosférou závisí od podmienok žiarenia a podmienok vlhkosti. Preto sa najväčší turbulentný prenos tepla vykonáva v tých oblastiach sushi, kde sa kombinuje veľký prílev žiarenia so suchým vzduchom. Ako možno vidieť z mapy ročných veličín turbulentnej výmeny tepla (obr. 13), toto sú púštne zóny, kde dosiahne 60 kcal / cm 2. Malls turbulentnej výmeny tepla vo vysokých zemepisných šírkach oboch hemisférov, ako aj na oceánoch. Maxima ročných hodnôt možno nájsť v zóne teplých prímorských tokov (viac ako 30) kcal / pozri 2 rok)tam, kde sa vytvárajú veľké teploty medzi vodou a vzduchom. Preto sa najväčší prenos tepla na oceánoch vyskytuje v chladnej časti roka.

Tepelná bilancia atmosféry je určená absorpciou krátkeho vlny a korpuskulárneho žiarenia slnka, žiarenia s dlhou vlnovou dĺžkou, sálavnou a turbulentnou výmenou tepla, výmenou tepla, adiabatických procesov atď. Údaje o príchode a spotrebe tepla Použité meteorológov, aby sa vysvetlil komplexnú cirkuláciu atmosféry a hydrosféru, revolúcie tepla a vlhkosti a mnoho ďalších procesov a javov, ktoré sa vyskytujú vo vzduchu a vodné škrupiny Zem.

- Zdroj-

POGOSYAN, H.P. Zemská atmosféra / H.P. Pogosyan [a D.R.]. - M.: Osvietenie, 1970.- 318 p.

Post Zobrazenie: 1 224

Aby sa správne vyhodnotili stupeň vykurovania a chladenia rôznych povrchov zemín, aby sa vypočítala odparovanie, určili zmeny v nosiči vlhkosti v pôde, vyvíjajú metódy na predpovedanie zmrazovania, ako aj hodnotiť účinok rekultivačnej práce klimatické podmienky Povrchová vrstva vzduchu, údaje sú potrebné na tepelnú rovnováhu povrchu Zeme.

Povrch Zeme priebežne prijíma a stráca teplo v dôsledku účinkov rôznych tokov krátkoskovej a dlhoročnej žiarenia. Absorbovanie do väčšieho alebo menšieho rozsahu, celkové žiarenie a pultové žiarenie, povrch Zeme sa zahrieva a vyžaruje dlhotrvajúce žiarenie, čo znamená, že stráca teplo. Hodnota charakterizujúca stratu tepelnej zeme
Povrch je účinné žiarenie. Je rovná rozdielu medzi vlastným žiarením zemského povrchu a prichádzajúceho žiarenia atmosféry. Vzhľadom k tomu, prichádzajúce žiarenie atmosféry je vždy o niečo menej terestriálne, potom je tento rozdiel pozitívny. V denných hodinách sa účinné žiarenie prekrýva krátkeho žiarenia. V noci, v neprítomnosti krátkeho slnečného žiarenia, účinné žiarenie znižuje teplotu zemského povrchu. V cloudnom počasí kvôli zvýšeniu prichádzajúceho žiarenia atmosféry je účinné žiarenie oveľa menej ako v číre. Menej a nočné chladenie zemského povrchu. V stredných zemepisných šírkach, zemský povrch stráca účinné žiarenie približne polovicu množstva tepla, ktoré dostávajú z absorbovaného žiarenia.

Príchod a spotreba sálavých energie odhadujú veľkosť radiačnej rovnováhy povrchu Zeme. Na to rovná rozdielu Medzi absorbovaným a účinným žiarením závisí tepelný stav zemského povrchu na ňom - \u200b\u200bjeho zahrievanie alebo chladenie. V popoludňajších hodinách je takmer celý čas pozitívny, t.j. Príchod tepla prekročí prietok. V noci je radiačný zostatok negatívny a rovný účinnému žiareniu. Ročné hodnoty radiačnej rovnováhy povrchu Zeme, s výnimkou najvyšších zemepisných šírok, sú pozitívne všade. Toto prebytočné teplo sa vynakladá na ohrev atmosféry turbulentnou tepelnou vodivosťou, na odparovaní, výmenu tepla s hlbšími vrstvami pôdy alebo vody.

Ak si teplotné podmienky zvážime na dlhú dobu (rok alebo lepší počet rokov), potom zemský povrch, atmosféra oddelene a systém "Zem - atmosféra" sú v stave tepelnej rovnováhy. Ich priemerná teplota sa mení málo z roka na rok. V súlade so zákonom o ochrane energie možno predpokladať, že algebraické množstvo tepelných tokov prichádzajúce do povrchu Zeme a je z nej vyplývajúce. Toto je rovnica tepelnej rovnováhy zemského povrchu. Jeho význam je, že radiačný zostatok povrchu Zeme je vyrovnaný non-radiačným prenosom tepla. V rovnováhe tepelnej bilancie sa spravidla neberie do úvahy (vzhľadom na ich malé) toky, ako je teplo prevedené zrážok, spotreba energie pre fotosyntézu, príchod tepla z oxidácie biomasy, ako aj spotreba tepla Pre ľad alebo sneh, príchod tepla z mraziacej vody.

Zostatok tepelnej rovnováhy systému "Zem - atmosféra" na dlhú dobu je tiež nula, tj pôda ako planéta je v rovnováhe tepelnej rovnováhy: Slnečné žiarenie prichádzajúce na hornú hranicu atmosféry je vyvážená žiarením z hornej hranice atmosféry.

Ak si vezmete atmosféru, ktorá prichádza do hornej hranice pre 100%, potom z tohto počtu 32% sa rozptyľuje v atmosfére. Z nich 6% opustí sa späť do svetového priestoru. V dôsledku toho 26% prichádza na zemský povrch vo forme rozptýleného žiarenia; 18% žiarenia je absorbované ozónom, aerosólom a ide do ohrevu atmosféry; 5% sa absorbuje mraky; 21% žiarenia ide do priestoru v dôsledku odrazu z oblakov. Žiarenie prichádzajúce do povrchu Zeme je teda 50%, z ktorých 24% predstavuje priame žiarenie; 47% je absorbovaný povrchom Zeme a 3% prichádzajúceho žiarenia sa odráža späť do svetového priestoru. V dôsledku toho 30% slnečného žiarenia vyberá 30% slnečného žiarenia z hornej hranicu atmosféry. Táto veľkosť sa nazýva planetárny albedo Zeme. Pre "Zem z atmosféry" cez hornú hranicu atmosféry, 30% odrazeného a rozptýlené slnečné žiarenie, 5% zemného žiarenia a 65% žiarenia atmosféry, t.j. sa vracia do vesmíru.

Hlavným zdrojom energie pre ohromujúcu väčšinu fyzikálnych, chemických a biologických procesov v atmosfére, hydrosfére a v horných vrstvách litosféry je preto slnečné žiarenie, preto pomer zložiek. . charakterizovať svoje transformácie týchto škrupín.

T. B. Existujú súkromné \u200b\u200bformulácie zákona o ochrane energie a sú pripravené na plochu zemného povrchu (T. B. Pozemný povrch); pre zvislý pilier prechádzajúci atmosférou (T. B. atmosféra); Pre takýto pilier prechádzajúcej atmosféru a horné vrstvy litosféry Hydrofraser (T. B. Systems Zeme - atmosféra).

T. B. Povrch Zeme: R + P + F0 + LE \u003d 0 je algebraické množstvo energie prúdi medzi prvkom povrchu Zeme a okolitým priestorom. Tieto toky zahŕňajú žiarenie (alebo zvyškové žiarenie) r - medzi absorbovaným solárnym žiarením s krátkym vlnou a dlhodobými účinnými žiarením z povrchu Zeme. Pozitívny alebo negatívny radiačný zostatok je kompenzovaný niekoľkými tepelnými tokmi. Pretože povrch Zeme zvyčajne nie je rovná teplote vzduchu, potom sa teplo vyskytne medzi podkladovým povrchom a atmosférou. Podobný tepelný tok F0 je pozorovaný medzi povrchom zeme a hlbšie vrstvy litosféry alebo hydrosféry. Zároveň je tepelný prietok v pôde určený molekulovou tepelnou vodivosťou, zatiaľ čo v nádržiach, as, má väčší alebo menší stupeň turbulentný. Tepelný prietok F0 medzi povrchom zásobníka a jeho hlbšími vrstvami je numericky rovná zmene tepelného výroby zásobníka počas okamihu času a prenos tepla v nádrži. Základné v T. B. Povrch Zeme má typicky tepla na LE, ktorý je definovaný ako hmotnosť odparenej vody E na teplo odparovania L. Hodnota LE závisí od zvlhčenia povrchu Zeme, jeho teploty, vlhkosti vzduchu a intenzity turbulentného tepla Výmena v povrchovej vrstve vzduchu, ktorá určuje prenos vody z povrchu Zeme v atmosfére.

T. B. Atmosféra má: Ra + LR + P + FA \u003d DW.

T. B. Atmosféra sa skladá z jej žiarenia RA; Príchod alebo konzumácia tepelného LR s fázovými transformáciami vody v atmosfére (g - zrážanie); Príchod alebo konzumácia tepla P, vďaka turbulentnej výmene tepla atmosféry s povrchom Zeme; Príchod alebo konzumácia tepelného FA spôsobená výmenou tepla cez zvislé steny piliera, ktorý je spojený s objednanými atmosférickými pohybmi a makromobulenciou. Okrem T. Rovnica. Atmosféra zahŕňa DP rovnú veľkosti zmeny obsahu tepla vo vnútri piliera.

T. B. Systémy Zem - Atmosféra zodpovedá algebraickému množstvu členov T. B. Povrch a atmosféra. Komponenty T. B. Povrch Zeme a atmosféra pre rôzne oblasti sveta sú určené meteorologickými pozorovaniami (v aktinometrických staniciach, na špeciálnych staniciach T., na meteorologických satelitoch zeme) alebo klimatologickými výpočtami.

Hodnoty zemepisných hodnôt komponentov T. b. Zemný povrch pre oceány, sushi a zeminy atď. Atmosféry sú uvedené v tabuľkách 1, 2, kde hodnoty členov T. b. Považované za pozitívne, ak zodpovedajú príchodu tepla. Vzhľadom k tomu, tieto tabuľky sa vzťahujú na priemerné ročné podmienky, nezahŕňajú členov charakterizujúce zmeny v atmosfére obsahujúcej teplo a horné vrstvy litosféry, pretože je blízko k nulovým pre tieto stavy.

Pre zem, ako spolu s atmosférou, T. b. Prezentované. V jednotke povrchu vonkajšej hranice atmosféry prúdi solárny radiačný prúd rovnajúci sa v priemere približne 250 kcal / cm2, z toho o odraze na svete a 167 kcal / cm2 ročne absorbuje pôdu ( šípka QS obr.). Povrch Zeme dosahuje krátkozraktné žiarenie, rovné 126 kcal / cm2 ročne; Odráža 18 kcal / cm2 ročne z tejto sumy a 108 kcal / cm2 ročne je absorbovaný povrchom Zeme (šípka Q). Atmosféra absorbuje 59 kcal / cm2 ročne žiarenia s krátkym vlnou, to znamená, že výrazne menej ako Zem. Efektívna plocha dlhej vlnovej dĺžky Zemi je 36 kcal / cm2 ročne (šípka I), takže radiačná rovnováha zemského povrchu je 72 kcal / cm2 ročne. Žiarenie dlhej vlnovej dĺžky zeme do sveta je 167 kcal / cm2 ročne (je šípka). Povrch zeme teda dostáva asi 72 kcal / cm2 ročne sálavú energiu, ktorá je čiastočne strávená na odparovaní vody (Le Circle) a čiastočne sa vracia do atmosféry pomocou turbulentného prenosu tepla (R).

Tabuľka. 1. - Zostatok tepelnej rovnováhy povrchu zeme, KCAL / SM2 ROK

Stuhy

Zem v priemere

R ══════════════════

R ═════════

═R═════════════════F0

70-60 severnej zemepisnej šírky

0-10 Južná šírka

Zem všeobecne

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

Údaje o zložkách T. B. používané vo vývoji mnohých problémov klimatológie, sushi hydrológie, oceánológie; Používajú sa na zdôvodnenie číselných modelov teórie klímy a na empirické overovanie výsledkov aplikácie týchto modelov. Materiály o T. B. hrať veľký

Koncept termobarodického poľa Zeme

Sezónne oscilácie žiarenia

Sezónne výkyvy v radialnom režime Zeme ako celku zodpovedajú zmenám ožarovania severnej a južnej hemisféry pri ročnej cirkulácii Zeme okolo Slnka.

V rovníkovom pásme Neexistujú žiadne sezónne výkyvy v solárnom tepla: v decembri av júli sa radiačná rovnováha rovná 6-8 kcal / cm 2 na pôde a 10-12 kcal / cm 2 na mori mesačne.

V tropických pásoch Sezónne oscilácie sú už jasne vyjadrené. Na severnej pologuli - v severnej Afrike, Južnej Ázii a Strednej Amerike - v decembri sa radiačná rovnováha rovná 2-4 kcal / cm2 av júni 6-8 kcal / cm2 mesačne. Rovnaký obraz je pozorovaný na južnej pologuli: Radiačný zostatok je vyšší v decembri (leto), nižšie v júni (zima).

V celom miernom páse V decembri severne od subtropov (riadok nulovej bilancie prechádza cez Francúzsko, Stredná Ázia A ostrov Hokkaido) Zostatok negatívne. V júni, aj v blízkosti polárneho kruhu, je radiačný roztok rovný 8 kcal / cm2 mesačne. Najväčšia amplitúda radiačného bilancie je charakterizovaná pevninou severnej pologuli.

Tepelný režim troposféry je definovaný ako príjem solárneho tepla a dynamiku vzduchových hmotností, ktoré vykonávajú presunutie tepla a chladu. Na druhej strane, samotný pohyb vzduchu je spôsobený teplotným gradientom (teplotná pokles na jednotku vzdialenosti) medzi rovníkovými a polárnymi zemepisnými šírkami a medzi oceánmi a kontinentmi. V dôsledku týchto zložitých dynamických procesov bola vytvorená termobarná oblasť Zeme. Obaja jeho prvok - teplota a tlak - sú tak vzájomne prepojené, že je v geografii hovoriť o jednom termobarike Zeme.

Teplo získané povrchom Zeme sa konvertuje a reviduje atmosférou a hydrosférou. Tepelná konzumácia hlavne na odparovanie, turbulentnú výmenu tepla a redistribute tepla medzi pôdou a oceánom.

Najväčšie množstvo tepla sa vynakladá na odparovanie vody z oceánov a kontinentov. V tropických zemepisných šírkach oceánov na odparovanie sa strávi približne 100-120 kcal / cm2 ročne a vo vodných oblastiach s teplými prúdmi až 140 kcal / cm2 ročne, čo zodpovedá odparovaniu vodnej vrstvy v 2 m. V rovníkovom pásme na odparovaní sa vynakladá podstatne menej energie, to znamená približne 60 kcal / cm2 ročne; To je ekvivalentné odpareniu jednej vrstvy vody.

Na kontinente sa vyskytujú maximálne náklady tepla na odparovanie na rovníkovej zóne s mokrou klímou. V tropických zemepisných šírkach Sushi sú púšte s nevýznamným odparovaním. V miernych zemepisných šírkach, náklady na teplo na odparovanie v oceánoch 2,5 krát viac ako na pozemku. Povrch oceánu sa absorbuje od 55 do 97% všetkého vyžarovania. Na celej planéte na odparovanie sa spotrebuje 80% a približne 20% slnečného žiarenia sa spotrebuje na turbulentnej výmene tepla.

Teplo strávené na odparení vody sa prenáša do atmosféry, keď sa kondenzácia pary vo forme skrytého tepla odparovania. Tento proces vykonáva hlavnú úlohu pri vykurovacom vzduchu a pohybe vzduchu.

Maximálne množstvo tepla z kondenzácie vodných pár sa získa rovníkom zemepisných šíriek pre celú troposféru - približne 100-140 kcal / cm2 ročne. Toto je vysvetlené prijatím tu. obrovské číslo Vlhkosť, priniesť obchodným vetrom z tropických vôd a zvyšovaním vzduchu nad rovníkom. V suchých tropických zemepisných šírkach, počet skrytých tepla odparovania, prirodzene, zanedbateľný: menej ako 10 kcal / cm2 ročne v pevninských púšti a asi 20 kcal / cm2 ročne cez oceány. Voda zohráva rozhodujúcu úlohu v tepelnom a dynamickom spôsobe atmosféry.

Radiačné teplo vstupuje do atmosféry cez turbulentnú výmenu tepla vzduchu. Vzduch je zlý tepelný vodič, preto molekulárna tepelná vodivosť môže zabezpečiť vykurovanie len miernej (jednoternej jednotky) spodnej vrstvy atmosféry. Troposphere sa zahrieva cez turbulentné, atramentové, vírové miešanie: vzduch spodnej, susednej vrstvy, ohrieva, stúpa, horný studený vzduch sa zníži na svoje miesto, ktoré sa tiež zahrieva. Teda sa teda rýchlo prenáša z pôdneho vzduchu z jednej vrstvy do druhého.

Turbulentný tepelný tok je viac nad kontinentmi a menej cez oceány. Dosiahne maximálnu hodnotu v tropických púšti, až 60 kcal / cm2 ročne, v rovníkových a subtropických zónach, znížených na 30-20 kcal / cm2 a v miernom - 20-10 kcal / cm2 ročne. Na veľký námestie Oceans Voda poskytuje atmosféru približne 5 kcal / cm2 ročne, a len v podolárnych sústoch, vzduch z Golfustrim a hosteska sa tepla na 20-30 kcal / cm2 ročne.

Na rozdiel od skrytého tepla odparovania je turbulentný prúd atmosféry slabo. Nad púšti sa prenáša a rozptyľuje, tak púštne zóny a pôsobí ako oblasti chladenia atmosféry.

Termálny režim kontinentov v dôsledku ich geografická poloha Rozliaty. Náklady na teplo na odparovanie na severných kontinentoch sa určujú ich polohou v miernom páse; V Afrike a Austrálii, a príhody ich významných oblastí. Na všetkých oceánoch sa na odparovaní strávi obrovský podiel tepla. Potom sa časť tohto tepla prenesie na kontinent a izoluje klímu vysokých zemepisných šírok.

Analýza výmeny tepla medzi povrchom pevniny a oceánov vám umožňuje čerpať tieto závery:

1. V ekvatorských zemepisných šírkach oboch hemisférach, atmosféra dostáva z vyhrievaných oceánov tepla na 40 kcal / cm2 ročne.

2. Z pevninských tropických púští tepla do atmosféry prakticky neprichádza.

3. Linka nulovej bilancie prechádza subtropics, blízko 40 0 \u200b\u200bzemepisnej šírky.

4. V miernych zemepisných šírkach je spotreba tepla pomocou žiarenia väčšia ako absorbovaná žiarenie; To znamená, že klimatická teplota vzduchu miernych zemepisných šíriek nie je určená nezmyslom, ale náročným (priniesol z nízkych zemepisných šíriek).

5. Radiačná bilancia zemín atmosféry je rozptýlená vzhľadom na rovinu rovníka: v polárnych zemepisných šírkach severnej pologule, ktorý dosahuje 60, a v zodpovedajúcich južných - len 20 kcal / cm2 ročne; Teplo sa prenesie na severnú hemisfúru intenzívnejšia ako v južnom, približne 3-krát. Balilka systému a atmosféry atmosféry je určený teplotou vzduchu.

8.16. Rašelina a chladenie atmosféry v procese interakcie medzi systémom "oceán-atmosféra-kontinentálny"

Absorpcia slnečného žiarenia vzduchom nemá viac ako 0,1 0 od tepla spodnou kilometrovou vrstvou troposféry. Priamo zo Slnka, atmosféra dostáva najviac 1/3 tepla a 2/3 sa absorbuje z povrchu Zeme a predovšetkým z hydrosféry, ktorá ho prenáša cez vodnú paru, odparí sa z povrchu vody škrupina.

Slnko lúče, ktoré prešli plynovým plášťom planéty, na väčšine miestach zemského povrchu, sú voda: na oceánoch, v vodných útvaroch a sushi bažiny, vo vlhkej pôde a v lístiach rastlín. Tepelná energia slnečného žiarenia sa spotrebuje predovšetkým na odparení. Množstvo tepla stráveného na jednotku odparovacej vody sa nazýva skryté teplo odparovania. Pri kondenzácii dvojica tepla odparovania vstupuje do vzduchu a ohrieva ho.

Absorpcia solárneho tepla s nádržami sa líši od zahrievania sushi. Tepelná kapacita vody je asi 2 krát viac ako pôda. S rovnakým množstvom tepla sa voda zahrieva dvakrát za slabšie ako pôda. Pri chladení je pomer opačný. Ak je hmotnosť studenej vzduchu preniká na teplom povrchu oceánu, potom teplo preniká do vrstvy na 5 km. Vyhrievanie troposféry sa vyžaduje skryté teplo odparovania.

Turbulentné miešanie vzduchu (indiscriminate, nerovnomerné, chaotické) vytvára konvekčné prúdy, intenzita a smer, ktorý závisí od povahy terénu a všeobecne šikmého obehu vzduchovej hmoty.

Koncepcia adiabatického procesu. Dôležitou úlohou v režime tepelného vzduchu patrí k adiabatickým procesom.

Koncepcia adiabatického procesu. Najdôležitejšia úloha V tepelnom režime patrí atmosféra adiabatickým procesom. Adiabatické vykurovanie a chladenie vzduchu sa vyskytuje v tej istej hmote bez zdieľania tepla s inými médiami.

Keď je vzduch spustený z horných alebo stredných vrstiev troposféry alebo na svahoch hôr, z vypúšťaných vrstiev je začlenený do hustého, molekuly plynu sa približujú, ich kolízia je zvýšená a kinetická energia vzduchu Molekuly sa pohybujú do tepelného. Vzduch sa zahrieva, bez toho, aby sa teplo z iných vzduchových hmotností, ani z povrchu Zeme. Adibamatické vykurovanie dochádza, napríklad v tropickom páse, cez púšte a nad oceánmi v rovnakých zemepisných šírkach. Adiabatické vykurovanie vzduchu je sprevádzané jeho drenážou (čo je hlavným dôvodom na vytvorenie púští v tropickom páse).

V stúpajúcich prúdoch je vzduch adiabaticky ochladzovaný. Z hustých dno troposféry stúpa do vybitého stredného a horného. V tomto prípade sa hustota znižuje, molekuly jeden z druhého sú odstránené, menej často, termálna energiaVzduch z vyhrievaného povrchu, ide do kinetického, sa vynakladá na mechanické práce na expanzii plynu. To vysvetľuje chladenie vzduchu pri zdvihnutí.

Suchý vzduch je adiabaticky ochladzovaný pri 1 0 ° C na 100 m zdvíhanie, toto je adiabatický proces. Avšak, prírodný vzduch obsahuje vodnú paru, pričom kondenzácia, z ktorých sa zvýrazní teplo. Preto v skutočnosti teplota kvapky o 0,6 0 s na 100 m (alebo 6 0 s na 1 km výšky). Toto je vlhký adiabatický proces.

Pri spúšťaní a suchom a mokrom vzduchu sa ohrieva rovnaký, pretože kondenzácia vlhkosti sa nevyskytuje a skryté teplo odparovania nevyniká.

Najvýraznejšie typické vlastnosti režimu tepla sa prejavujú v púšti: Veľká časť slnečného žiarenia sa odráža zo svetelného povrchu, teplo sa nevyužíva na odparovanie a ide do zahrievania suchých skál. Z nich sa vzduch ohrieva na vysoké teploty. V suchom vzduchu nie je teplo oneskorené a eraciated v hornej atmosfére a medziplanetárnom priestore. Púzka pre atmosféru na planétovej úrovni tiež slúži ako chladiace okná.