Atmosféra, podobne ako zemský povrch, prijíma takmer všetko teplo zo Slnka. Medzi ďalšie zdroje vykurovania patrí teplo prichádzajúce z útrob Zeme, ale je to len zlomok percenta z celkového tepla.

Aj keď je slnečné žiarenie jediným zdrojom tepla pre zemský povrch, tepelný režim geografického obalu nie je len dôsledkom rovnováhy žiarenia. Slnečné teplo sa transformuje a prerozdeľuje pod vplyvom pozemských faktorov a primárne sa transformuje vzdušnými a oceánskymi prúdmi. Na druhej strane sú dôsledkom nerovnomerného rozloženia slnečného žiarenia v zemepisných šírkach. Toto je jeden z nápadné príklady Zavrieť globálna komunikácia a interakcie rôznych zložiek v prírode.

Pre živú povahu Zeme má veľký význam prerozdelenie tepla medzi rôznymi zemepisnými šírkami, ako aj medzi oceánmi a kontinentmi. Vďaka tomuto procesu dochádza k veľmi komplexnému priestorovému prerozdeleniu tepla na zemskom povrchu v súlade s vynikajúcimi smermi pohybu vzdušných a oceánskych prúdov. Celkový prenos tepla je však spravidla smerovaný z nízkych zemepisných šírok do vysokých zemepisných šírok a z oceánov na kontinenty.

K distribúcii tepla v atmosfére dochádza konvekciou, vedením tepla a žiarením. K prenosu tepla dochádza kdekoľvek na planéte, vetry, stúpajúce a znižujúce vzdušné prúdy sú všadeprítomné. Konvekcia je obzvlášť výrazná v trópoch.

Tepelná vodivosť, to znamená prenos tepla priamym kontaktom atmosféry s teplým alebo studeným povrchom Zeme, má relatívne malý význam, pretože vzduch je zlým vodičom tepla. Práve táto vlastnosť našla široké uplatnenie pri výrobe okenných rámov s dvojitým zasklením.

Vstup a výdaj tepla v nižších vrstvách atmosféry v rôznych zemepisných šírkach nie sú rovnaké. Severne od 38 ° severnej šírky NS. viac tepla sa emituje, ako absorbuje. Túto stratu kompenzujú teplé oceánske a vzdušné prúdy smerujúce do miernych šírok.

Proces príjmu a spotreby slnečnej energie, vykurovania a chladenia celého systému zemskej atmosféry sa vyznačuje tepelnou rovnováhou. Ak vezmeme ročný vstup slnečnej energie na hornú hranicu atmosféry ako 100%, potom bude rovnováha slnečnej energie vyzerať takto: 42% sa odráža od Zeme a vracia sa späť do vesmíru (táto hodnota charakterizuje albedo Zeme), pričom 38% ich odráža atmosféra a 4% - povrch Zeme. Zvyšok (58%) je absorbovaný: 14% - atmosférou a 44% - zemským povrchom. Vyhrievaný povrch Zeme vracia všetku energiu, ktorú absorbuje. V tomto prípade je žiarenie energie zemským povrchom 20%, 24% sa vynakladá na ohrev vzduchu a odparovanie vlhkosti (5,6% na ohrev vzduchu a 18,4% na odparovanie vlhkosti).

Taký Všeobecné charakteristiky tepelná bilancia glóbus všeobecne. V skutočnosti pre rôzne pozdĺžne pásy pre rôzne povrchy nebude tepelná bilancia ani zďaleka rovnaká. Tepelná bilancia akéhokoľvek územia je teda narušená pri východe a západe slnka, keď sa menia ročné obdobia, v závislosti od atmosférických podmienok (oblačnosť, vlhkosť vzduchu a obsah prachu v ňom), povahy povrchu (voda alebo pevnina, les alebo cibuľa, snehová pokrývka alebo holá zem), nadmorská výška. Väčšina tepla je sálaná v noci, v zime a tenkým, čistým suchým vzduchom vo vysokých nadmorských výškach. Ale v konečnom dôsledku sú straty spôsobené žiarením kompenzované teplom prichádzajúcim zo Slnka a na celej Zemi prevláda stav dynamickej rovnováhy, inak by sa zahrial alebo naopak ochladil.

Teplota vzduchu

Atmosféra sa zahrieva pomerne komplikovaným spôsobom. Krátke vlnové dĺžky slnečného svetla, od viditeľného červeného po ultrafialové svetlo, sa na povrchu Zeme premieňajú na dlhšie vlny tepla, ktoré neskôr, keď sú vyžarované zo zemského povrchu, zahrievajú atmosféru. Spodné vrstvy atmosféry sa zahrievajú rýchlejšie ako horné, čo sa vysvetľuje naznačeným tepelným žiarením zemského povrchu a skutočnosťou, že majú vysokú hustotu a sú nasýtené vodnou parou.

Charakteristická vlastnosť vertikálne rozloženie teploty v troposfére je jej pokles s výškou. Priemerný vertikálny teplotný gradient, to znamená priemerný pokles vypočítaný na 100 m výšky, je 0,6 ° C. Chladenie vlhkého vzduchu je sprevádzané kondenzáciou vlhkosti. V tomto prípade sa uvoľní určité množstvo tepla, ktoré bolo vynaložené na tvorbu pary. Preto keď vlhký vzduch stúpa nahor, dochádza k jeho ochladzovaniu takmer dvakrát pomalšie ako suchému vzduchu. Geotermálny koeficient suchého vzduchu v troposfére je v priemere 1 ° C.

Vzduch, ktorý stúpa nahor z vyhrievaného povrchu pevniny a vodných plôch, vstupuje do zóny zníženého tlaku. To mu umožňuje expandovať a v tomto ohľade sa určité množstvo tepelnej energie premieňa na kinetickú energiu. V dôsledku tohto procesu sa vzduch ochladí. Ak súčasne odkiaľkoľvek neprijíma teplo a nikde ho nevydáva, potom sa celý opísaný proces nazýva adiabatický alebo dynamické chladenie. Naopak, vzduch klesá, vstupuje do zóny zvýšeného tlaku, je zhutnený vzduchom, ktorý ho obklopuje, a mechanická energia ide do tepla. Z tohto dôvodu vzduch zažíva adiabatický ohrev, ktorý v priemere dosahuje 1 ° C na každých 100 m klesania.

Niekedy teplota vzduchu stúpa s výškou. Tento jav sa nazýva inverzia. Príčiny prejavov u "sú rôzne: žiarenie zo Zeme cez ľadové pokrývky, prechod silných prúdov teplého vzduchu po studenom povrchu. Inverzie sú charakteristické najmä pre horské oblasti: ťažký studený vzduch prúdi do horských oblastí a stagnuje tam, pričom sa premiestňuje ľahší teplý vzduch nahor.

Denné a ročné zmeny teploty vzduchu odrážajú tepelný stav povrchu. V povrchovej vrstve vzduchu je denné maximum stanovené na 14-15 hodín a minimum sa pozoruje po východe slnka. Najvyššia denná amplitúda sa vyskytuje v subtropických šírkach (30 ° С), najmenšia - v polárnych (5 ° С). Ročné kolísanie teploty závisí od zemepisnej šírky, charakteru podložného povrchu, výšky miesta nad hladinou mora, reliéfu a vzdialenosti od oceánu.

V distribúcii ročných teplôt na zemskom povrchu boli identifikované určité geografické vzorce.

1. Na oboch hemisférach sa priemerné teploty smerom k pólom znižujú. Tepelný rovník - teplá paralela s priemernou ročnou teplotou 27 ° C - sa však nachádza na severnej pologuli asi 15 - 20 ° zemepisnej šírky. Vysvetľuje to skutočnosť, že tu zaberá pôda veľká plocha než na geografickom rovníku.

2. Teploty sa líšia od rovníka na severe a na juhu. Medzi rovníkom a 25. rovnobežkou dochádza k poklesu teploty veľmi pomaly - menej ako dva stupne na každých desať stupňov zemepisnej šírky. Medzi 25 ° a 80 ° zemepisnej šírky teploty veľmi rýchlo klesajú na oboch pologuliach. Na niektorých miestach tento pokles presahuje 10 ° C. Ďalej k pólom rýchlosť poklesu teploty opäť klesá.

3. Priemerné ročné teploty všetkých rovnobežiek Južná pologuľa nižšia ako teplota zodpovedajúcich rovnobežiek severnej pologule. Priemerná teplota vzduchu, prevažne z „pevniny“ severnej pologule, je v januári +8,6 ° C a v júli +22,4 ° C; na južnej „oceánskej“ pologuli je priemerná teplota v júli +11,3 ° C, v januári - +17,5 ° C. Ročná amplitúda kolísania teploty vzduchu na severnej pologuli je dvakrát väčšia kvôli zvláštnostiam rozloženia pevnina a more v zodpovedajúcich zemepisných šírkach a chladiaci účinok grandiózneho ľadového dómu Antarktídy na podnebie južnej pologule.

Izotermické mapy poskytujú dôležité charakteristiky rozloženia teploty vzduchu na Zemi. Na základe analýzy distribúcie júlových izoterm na zemskom povrchu je teda možné sformulovať nasledujúce hlavné závery.

1. V extratropických oblastiach oboch hemisfér sa izotermy nad kontinentmi ohýbajú na sever vzhľadom na svoju polohu na oknách. Na severnej pologuli je to spôsobené tým, že krajina je teplejšia ako more, a na juhu je to naopak: v tejto dobe je tu krajina chladnejšia ako more.

2. Nad oceánmi júlové izotermy odrážajú vplyv studených prúdov teploty vzduchu. Toto je obzvlášť viditeľné na tých západných pobrežiach Severnej Ameriky a Afriky, ktoré sú umývané studenou líniou kalifornských a kanárskych oceánskych prúdov. Na južnej pologuli sú izotermy zakrivené opačná strana na sever - aj pod vplyvom studených prúdov.

3. Najvyššie priemerné júlové teploty sú pozorované v púšťach severne od rovníka. V tejto dobe je obzvlášť horúco v Kalifornii, Sahare, Arábii, Iráne, vnútrozemských oblastiach Ázie.

Distribúcia januárových izoterm má tiež svoje vlastné charakteristiky.

1. Ohyby izotermy nad oceánmi na severe a nad pevninou na juhu sú ešte výraznejšie a kontrastnejšie. Najzrejmejšie je to na severnej pologuli. Silné ohyby izotermy do strany severný pól odrážajú zvýšenie tepelnej úlohy oceánskych prúdov v Golfskom prúde v roku Atlantický oceán a Kuro-Shio v tichosti.

2. V extratropických oblastiach oboch hemisfér sú izotermy nad kontinentmi nápadne zakrivené na juh. Je to preto, že krajina je na severnej pologuli chladnejšia a teplejšia ako more na južnej pologuli.

3. Najvyššie priemerné teploty v januári sú v púšťach tropického pásu južnej pologule.

4. Oblasti najväčšieho ochladenia na planéte v januári, rovnako ako v júli, sú Antarktída a Grónsko.

Vo všeobecnosti možno konštatovať, že izotermy južnej pologule vo všetkých ročných obdobiach majú priamočiarejší (latitude) úder. Neprítomnosť významných anomálií v priebehu izotermií je tu vysvetlená významnou prevalenciou vodná hladina nad pevninou. Analýza priebehu izotermy naznačuje úzku závislosť teplôt nielen na veľkosti slnečného žiarenia, ale aj na redistribúcii tepla oceánskymi a vzdušnými prúdmi.

Absorpciou žiarivej energie Slnka sa samotná Zem stáva zdrojom žiarenia. Žiarenie Slnka a žiarenie Zeme je však výrazne odlišné. Priame, rozptýlené a odrazené žiarenie od Slnka má vlnové dĺžky v rozmedzí od 0,17 do 2-4 mk, a zavolal krátkovlnnéžiarenie. Vyhrievaný povrch Zeme v súlade so svojou teplotou vyžaruje žiarenie hlavne v rozsahu vlnových dĺžok od 2 do 4 až 40. mk a zavolal dlhovlnná. Všeobecne povedané, žiarenie Slnka aj žiarenie zo Zeme majú vlny všetkých vlnových dĺžok. Väčšina energie (99,9%) však leží v uvedenom intervale vlnových dĺžok. Rozdiel vo vlnovej dĺžke žiarenia zo Slnka a Zeme hrá dôležitú úlohu v tepelnom režime zemského povrchu.

Naša planéta sa zahrieva lúčmi Slnka a stáva sa zdrojom žiarenia. Dlhovlnné alebo tepelné lúče vyžarované zemským povrchom smerujúce zdola nahor v závislosti od vlnovej dĺžky buď voľne odchádzajú atmosférou, alebo sú ňou oneskorené. Zistilo sa, že žiarenie vĺn s dĺžkou 9-12 mk voľne vstupuje do medzihviezdneho priestoru, v dôsledku čoho zemský povrch stráca časť svojho tepla.

Na vyriešenie problému tepelnej rovnováhy zemského povrchu a atmosféry bolo potrebné určiť, koľko slnečnej energie vstupuje do rôznych oblastí Zeme a koľko z tejto energie sa premieňa na iné typy.

Pokusy vypočítať množstvo prichádzajúcej slnečnej energie na zemský povrch sa vzťahujú na stred XIXstoročia, po vytvorení prvých aktinometrických prístrojov. Avšak až v 40. rokoch XXstoročia začal široký rozvoj problému štúdia tepelnej bilancie. Toto bolo uľahčené rozsiahlym rozvojom aktinometrickej siete staníc v povojnových rokoch, najmä v období prípravy na Medzinárodný geofyzikálny rok. Len v ZSSR dosiahol počet aktinometrických staníc do začiatku IGY 200. Súčasne sa výrazne zvýšil objem pozorovaní na týchto staniciach. Okrem merania krátkovlnného žiarenia Slnka radiačná bilancia zemský povrch, to znamená rozdiel medzi absorbovaným krátkovlnným žiarením a dlhovlnným efektívnym žiarením podkladového povrchu. Na mnohých aktinometrických staniciach sa organizovalo pozorovanie teploty a vlhkosti vzduchu vo výškach. To umožnilo vypočítať spotrebu tepla na odparovanie a turbulentný prenos tepla.

Okrem systematických aktinometrických pozorovaní vykonávaných na sieti pozemných aktinometrických staníc podľa rovnakého programu, v r. posledné roky prebiehajú experimentálne práce na štúdiu tokov žiarenia vo voľnej atmosfére. Za týmto účelom sa na niekoľkých staniciach pomocou špeciálnych rádiosondov vykonávajú systematické merania rovnováhy dlhovlnného žiarenia v rôznych výškach v troposfére. Tieto pozorovania, ako aj údaje o radiačných tokoch vo voľnej atmosfére získané pomocou voľných balónov, lietadiel, geofyzikálnych rakiet a umelé satelity Zem, umožnilo študovať režim zložiek tepelnej bilancie.

Pracovníci Hlavného geofyzikálneho observatória využívajú materiály experimentálneho výskumu a široko uplatňujú počítačové metódy. A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya. Bola postavená séria máp komponentov tepelnej bilancie pre celú zemeguľu. Táto séria máp bola prvýkrát publikovaná v roku 1955. Publikovaný Atlas obsahoval mapy celkového rozloženia slnečného žiarenia, bilancie žiarenia, spotreby tepla na odparovanie a prenosu turbulentného tepla v priemere za každý mesiac a rok. V nasledujúcich rokoch boli v súvislosti s prijatím nových údajov, najmä za obdobie IGY, údaje o zložkách tepelnej bilancie spresnené a nová séria mapy, ktoré boli publikované v roku 1963

Tepelná bilancia zemského povrchu a atmosféry, berúc do úvahy prítok a návrat tepla do systému Zem-atmosféra, odráža zákon zachovania energie. Pri zostavovaní rovnice pre tepelnú bilanciu Zeme - atmosféra by sa malo brať do úvahy všetko teplo - prijaté a spotrebované - na jednej strane celou Zemou spolu s atmosférou a na strane druhej podkladový povrch Zeme (spolu s hydrosférou a litosférou) a atmosféra. Zemský povrch absorbuje žiarivú energiu Slnka a časť tejto energie stráca žiarením. Zvyšok sa vynakladá na zahrievanie tohto povrchu a nižšej atmosféry, ako aj na odparovanie. Zahrievanie podkladového povrchu je sprevádzané prenosom tepla do pôdy a ak je pôda vlhká, potom sa teplo vynakladá na odparovanie pôdnej vlhkosti.

Tepelná bilancia Zeme ako celku sa teda skladá zo štyroch zložiek.

Radiačná rovnováha ( R.). Je určený rozdielom medzi množstvom absorbovaného krátkovlnného žiarenia zo Slnka a dlhovlnného účinného žiarenia.

Prenos tepla v pôde, charakterizujúci proces prenosu tepla medzi povrchom a hlbšími vrstvami pôdy (A). Táto výmena tepla závisí od tepelnej kapacity a tepelnej vodivosti pôdy.

Turbulentná výmena tepla medzi zemským povrchom a atmosféra (R). Je to určené množstvom tepla, ktoré podkladový povrch prijíma alebo vydáva do atmosféry, v závislosti od pomeru medzi teplotami podkladového povrchu a atmosféry.

Teplo spotrebované na odparovanie( LE). Je určený súčinom latentného tepla odparovania ( L) na odparovanie (E).

Tieto zložky tepelnej bilancie sú navzájom prepojené nasledujúcim vzťahom:

R.= A+ P+ LE

Výpočty zložiek tepelnej bilancie nám umožňujú určiť, ako sa prichádzajúca slnečná energia premieňa na povrch Zeme a v atmosfére. V stredných a vysokých zemepisných šírkach je príliv slnečného žiarenia v lete pozitívny a v zime negatívny. Podľa výpočtov južne od 39 ° severnej šírky NS. bilancia sálavej energie je kladná počas celého roka. Na približne 50 ° zemepisnej šírky na európskom území ZSSR je bilancia od marca do novembra kladná a počas troch zimných mesiacov záporná. Na 80 ° zemepisnej šírky je pozitívna radiačná bilancia pozorovaná iba v období od mája do augusta.

Podľa výpočtov tepelnej bilancie Zeme je celkové slnečné žiarenie absorbované zemským povrchom ako celkom 43% slnečného žiarenia dopadajúceho na vonkajšiu hranicu atmosféry. Účinné žiarenie zo zemského povrchu je 15%z tejto hodnoty, bilancia žiarenia je 28%, spotreba tepla na odparovanie je 23%a prenos turbulentného tepla je 5%.

Uvažujme teraz o niektorých výsledkoch výpočtu zložiek tepelnej bilancie systému Zem - atmosféra. Tu sú štyri mapy: celkové žiarenie za rok, bilancia žiarenia, spotreba tepla na odparovanie a spotreba tepla na ohrev vzduchu turbulentnou výmenou tepla, požičané z Atlasu tepelnej bilancie Zeme (upravila MI Budyko). Z mapy uvedenej na obrázku 10 vyplýva, že najvyššie ročné hodnoty celkového žiarenia sa vyskytujú v suchých zónach Zeme. Najmä v saharskej a arabskej púšti celkové žiarenie za rok presahuje 200 kcal / cm 2, a vo vysokých zemepisných šírkach oboch hemisfér nepresahuje 60-80kcal / cm2.

Obrázok 11 zobrazuje mapu radiačnej rovnováhy. Je ľahké vidieť, že vo vysokých a stredných šírkach sa radiačná bilancia zvyšuje smerom k nízkym zemepisným šírkam, čo je spojené so zvýšením celkového a absorbovaného žiarenia. Je zaujímavé poznamenať, že na rozdiel od izoliniek celkového žiarenia sa izolíny radiačnej rovnováhy pri prechode z oceánov na kontinenty rozbijú, čo je spojené s rozdielom v albedo a účinnom žiarení. Tieto sú pre vodnú hladinu menšie; preto radiačná bilancia oceánov prevyšuje radiačnú bilanciu kontinentov.

Najmenšie ročné sumy (asi 60 kcal / cm 2) typické pre oblasti, kde prevláda oblačnosť, ako aj pre suché oblasti, kde vysoké hodnoty albeda a účinného žiarenia znižujú radiačnú bilanciu. Najväčšie ročné množstvo bilancie žiarenia (80-90 kcal / cm 2) typické pre nízkooblačné, ale relatívne vlhké tropické lesy a savany, kde je príchod radiácie síce výrazný, ale albedo a účinné žiarenie sú väčšie ako v púštnych oblastiach Zeme.

Rozdelenie ročných hodnôt odparovania je znázornené na obrázku 12. Spotreba tepla na odparovanie, ktorá sa rovná súčinu hodnoty odparovania latentným výparným teplom (LE), je determinovaný hlavne množstvom odparovania, pretože latentné teplo odparovania sa za prírodných podmienok pohybuje v malých medziach a je v priemere 600 výkaly na gram odparujúcej sa vody.

Ako vyplýva z vyššie uvedeného obrázku, odparovanie z pevniny závisí predovšetkým od zásob tepla a vlhkosti. Preto je maximálne ročné množstvo odparovania z povrchu zeme (až 1 000 mm) prebiehajú v tropických zemepisných šírkach, kde sú výrazné tepelné

zdroje sú kombinované s veľkou vlhkosťou. Oceány sú však najdôležitejším zdrojom odparovania. Jeho maximálne hodnoty tu dosahujú 2 500-3 000 mm. Navyše k najväčšiemu odparovaniu dochádza v oblastiach s relatívne vysoké hodnoty teploty povrchovej vody, najmä v zónach teplých prúdov (Golfský prúd, Kuro-Sivo atď.). Naopak, v zónach studených prúdov sú hodnoty vyparovania malé. V stredných šírkach je ročná rýchlosť odparovania. Na rozdiel od pevniny sa zároveň v chladnom období pozoruje maximálne odparovanie oceánov, keď sa veľké vertikálne gradienty vlhkosti vzduchu kombinujú so zvýšenou rýchlosťou vetra.

Turbulentná výmena tepla medzi podkladovým povrchom a atmosférou závisí od podmienok žiarenia a vlhkosti. K najväčšiemu turbulentnému prenosu tepla preto dochádza v tých oblastiach pevniny, kde je veľký príliv žiarenia kombinovaný so suchým vzduchom. Ako je zrejmé z mapy ročných hodnôt prenosu turbulentného tepla (obr. 13), jedná sa o púštne zóny, kde jeho hodnota dosahuje 60 kcal / cm2. Hodnoty turbulentného prenosu tepla sú malé vo vysokých zemepisných šírkach oboch hemisfér, ako aj v oceánoch. Maximum ročných hodnôt nájdete v pásme teplých morských prúdov (viac ako 30 kcal / cm 2 roky), kde sa vytvárajú veľké teplotné rozdiely medzi vodou a vzduchom. Preto k najväčšiemu prenosu tepla v oceánoch dochádza v chladnej časti roka.

Tepelná bilancia atmosféry je určená absorpciou krátkovlnného a korpuskulárneho žiarenia od Slnka, dlhovlnného žiarenia, sálavej a turbulentnej výmeny tepla, tepelnej advekcie, adiabatických procesov atď. Údaje o príjmoch a výdavkoch slnečného tepla meteorológovia ich používajú na vysvetlenie zložitej cirkulácie atmosféry a hydrosféry, cirkulácie tepla a vlhkosti a mnohých ďalších procesov a javov vyskytujúcich sa vo vzduchu a vodné mušle Zem.

- Zdroj-

Poghosyan, H.P. Atmosféra Zeme / H.P. Poghosyan [a ďalší]. - M.: Education, 1970.- 318 s.

Počet zobrazení príspevku: 1 223

Rozdiel medzi absorbovaným slnečným žiarením a efektívnym žiarením je radiačná bilancia alebo zvyškové žiarenie zemského povrchu (B). Bilanciu žiarenia, spriemerovanú po celom povrchu Zeme, možno zapísať vo forme vzorca B = Q * (1 - A) - E eff alebo B = Q - R k - E eff. Obrázok 24 ukazuje približné percento odlišné typyžiarenie zapojené do radiačnej a tepelnej rovnováhy. Je zrejmé, že zemský povrch absorbuje 47% všetkého žiarenia prijatého na planéte a účinné žiarenie je 18%. Priemerná bilancia žiarenia na celom povrchu Zeme je kladná a dosahuje 29%.

Ryža. 24. Schéma radiačných a tepelných bilancií zemského povrchu (podľa K. Ya. Kondratyeva)

Rozdelenie rovnováhy žiarenia na zemský povrch je veľmi zložité. Znalosť vzorcov tejto distribúcie je mimoriadne dôležitá, pretože pod vplyvom zvyškového žiarenia sa vytvára teplotný režim podkladového povrchu a troposféry a klímy Zeme ako celku. Analýza máp radiačnej bilancie zemského povrchu za rok (obr. 25) vedie k nasledujúcim záverom.

Ročný súčet radiačnej bilancie zemského povrchu je kladný takmer všade, s výnimkou ľadových plošín Antarktídy a Grónska. Jeho ročné hodnoty zonálne a pravidelne klesajú od rovníka k pólom v súlade s hlavným faktorom - celkovým žiarením. Rozdiel v hodnotách rovnováhy žiarenia medzi rovníkom a pólmi je navyše väčší ako rozdiel v hodnotách celkového žiarenia. Preto je zónovanie bilancie žiarenia veľmi výrazné.

Ďalšou pravidelnosťou radiačnej bilancie je jej nárast počas prechodu zo súše do oceánu s prestávkami a miešaním izoliniek pozdĺž pobrežia. Táto vlastnosť je lepšie "vyjadrená v rovníkovo-tropických šírkach a postupne sa vyhladzuje smerom k polárnym. Väčšiu radiačnú rovnováhu nad oceánmi vysvetľuje nižšie albedo vody, najmä v rovníkovo-tropických šírkach, a nižšie účinné žiarenie v dôsledku nižšia povrchová teplota Oceánu a výrazný obsah vlhkosti vzduchu a oblakov.Vzhľadom na zvýšené hodnoty bilancie žiarenia a veľká plocha Oceán na planéte (71%), je to on, kto hrá vedúcu úlohu v tepelnom režime Zeme. A rozdiel v radiačnej rovnováhe oceánov a kontinentov určuje ich neustály a hlboký vzájomný vplyv na seba vo všetkých zemepisných šírkach.

Ryža. 25. Radiačná bilancia zemského povrchu za rok [MJ / (m 2 Xyear)] (podľa S. P. Khromova a M. A. Petrosyantsa)

Sezónne zmeny v radiačnej bilancii v rovníkovo-tropických šírkach sú malé (obr. 26, 27). Výsledkom sú malé výkyvy teplôt počas celého roka. Ročné obdobia tam preto nie sú určené priebehom teplôt, ale ročným režimom zrážok. V extratropických šírkach dochádza k kvalitatívnym zmenám v radiačnej bilancii od pozitívnych do záporné hodnoty počas roka. V lete sú v rozsiahlych oblastiach miernych a čiastočne vysokých zemepisných šírok hodnoty radiačnej bilancie významné (napríklad v júni na súši blízko polárneho kruhu sú rovnaké ako v tropických púšťach) a jej kolísanie v zemepisných šírkach sú relatívne malé. To sa odráža v teplotnom režime a podľa toho aj v oslabení medzibranovej cirkulácie v tomto období. V zime je vo veľkých otvorených priestoroch radiačná bilancia negatívna: čiara nulovej bilancie žiarenia najchladnejšieho mesiaca prebieha nad pevninou približne pozdĺž 40 ° zemepisnej šírky, nad oceánmi - pozdĺž 45 °. Rôzne termobarické podmienky v zime vedú k aktivácii atmosférických procesov v miernych a subtropických zemepisných šírkach. Negatívna radiačná bilancia v zime v miernych a polárnych šírkach je čiastočne kompenzovaná prílevom tepla vzduchovými a vodnými masami z rovníkovo-tropických zemepisných šírok. Na rozdiel od nízkych zemepisných šírok v miernych a vysokých zemepisných šírkach sú ročné obdobia predovšetkým dôsledkom tepelných podmienok, ktoré závisia od radiačnej bilancie.

Ryža. 26. Radiačná bilancia zemského povrchu za jún [v 10 2 MJ / (m 2 x M e.) |

V horách všetkých zemepisných šírok je distribúcia radiačnej bilancie komplikovaná vplyvom nadmorskej výšky, trvania snehovej pokrývky, slnečného žiarenia, svahov, oblačnosti atď. Vo všeobecnosti, napriek zvýšeným hodnotám celkového žiarenia v horách, bilancia žiarenia je tam nižšia v dôsledku albeda snehu a ľadu, nárastu podielu účinného žiarenia a ďalších faktorov.

Zemská atmosféra má svoju vlastnú radiačnú bilanciu. Príchod žiarenia do atmosféry sa uskutočňuje vďaka absorpcii krátkovlnného slnečného žiarenia a dlhovlnného pozemského žiarenia. Žiarenie je spotrebované atmosférou počas prichádzajúceho žiarenia, ktoré je úplne kompenzované pozemským žiarením, a v dôsledku odchádzajúceho žiarenia. Podľa výpočtov špecialistov je radiačná bilancia atmosféry negatívna (-29%).

Rovnováha žiarenia povrchu a atmosféry Zeme je vo všeobecnosti rovná 0, to znamená, že Zem je v stave žiarivej rovnováhy. Nadbytok žiarenia na povrchu Zeme a jeho nedostatok v atmosfére nás však núti položiť si otázku: prečo pri nadbytku žiarenia povrch Zeme nehorí na popol a atmosféra so svojim nedostatok, nemrzne na teplotu absolútnej nuly? Faktom je, že medzi povrchom Zeme a atmosférou (ako aj medzi povrchom a hlbokými vrstvami Zeme a vody) existujú neradiačné metódy prenosu tepla. Prvým je molekulárna tepelná vodivosť a turbulentný prenos tepla (R), počas ktorého sa atmosféra zahrieva a teplo sa v nej prerozdeľuje vertikálne a horizontálne. Zahrievajú sa aj hlboké vrstvy zeme a vody. Druhou je aktívna výmena tepla, ku ktorej dochádza pri prechode vody z jedného fázového stavu do druhého: počas odparovania sa teplo absorbuje a počas kondenzácie a sublimácie vodnej pary sa uvoľňuje latentné odparovacie teplo (LE).

Jedná sa o neradiačné metódy prenosu tepla, ktoré vyrovnávajú radiačné bilancie zemského povrchu a atmosféry, čím ich dosahujú k nule a zabraňujú prehrievaniu povrchu a prechladzovaniu zemskej atmosféry. Zemský povrch stráca 24% žiarenia v dôsledku odparovania vody (a atmosféra podľa toho prijíma rovnaké množstvo v dôsledku následnej kondenzácie a sublimácie vodnej pary vo forme mrakov a hmiel) a 5% žiarenia, keď atmosféra sa ohrieva zo zemského povrchu. Celkovo je to rovnakých 29% žiarenia, ktoré je na zemskom povrchu nadmerné a ktoré atmosfére chýba.

Ryža. 27. Radiačná bilancia zemského povrchu za december [v 10 2 MJ / (m 2 x M hmotnosť)]

Ryža. 28. Zložky tepelnej bilancie zemského povrchu v deň dní (podľa S. P. Khromova)

Algebraický súčet všetkých príjmov a výdajov tepla na zemskom povrchu a v atmosfére sa nazýva tepelná bilancia; radiačná bilancia je preto najdôležitejšou zložkou tepelnej bilancie. Rovnica tepelnej rovnováhy pre zemský povrch je:

B - LE - P ± G = 0,

kde B je radiačná bilancia zemského povrchu, LE je spotreba tepla na odparovanie (L je merné teplo odparovania, £ je hmotnosť odparenej vody), P je turbulentná výmena tepla medzi podkladovým povrchom a atmosférou, G je výmena tepla s podkladovým povrchom (obr. 28). Strata tepla povrchom na zahrievanie aktívnej vrstvy vo dne a v lete je takmer úplne kompenzovaná jeho návratom z hlbín na povrch v noci a v zime; priemerná dlhodobá ročná teplota horného povrchu vrstvy pôdy a vody Svetového oceánu sa považujú za konštantné a G pre takmer každý povrch možno považovať za rovný nule. Z dlhodobého hľadiska sa preto ročná tepelná bilancia zemského povrchu a svetového oceánu vynakladá na odparovanie a výmenu tepla medzi podkladovým povrchom a atmosférou.

Rozdelenie tepelnej bilancie na zemský povrch je zložitejšie ako radiačná bilancia v dôsledku mnohých faktorov, ktoré ju ovplyvňujú: zákal, zrážky, zahrievanie povrchu atď. Negatívne a pri nízkych - pozitívne. Nedostatok tepla v severných a južných polárnych oblastiach je kompenzovaný jeho prenosom z tropických šírok hlavne pomocou oceánskych prúdov a vzdušných hmôt, čím sa vytvára tepelná rovnováha medzi rôznymi zemepisnými šírkami zemského povrchu.

Tepelná bilancia atmosféry je zapísaná nasledovne: –B + LE + P = 0.

Je zrejmé, že navzájom sa dopĺňajúce tepelné režimy zemského povrchu a atmosféry sa navzájom vyrovnávajú: všetko slnečné žiarenie vstupujúce na Zem (100%) vyrovnáva straty zemského žiarenia v dôsledku odrazu (30%) a žiarenia (70%), preto je vo všeobecnosti tepelná rovnováha Zeme, podobne ako radiačná, rovná 0. Zem je v radiačnej a tepelnej rovnováhe a akékoľvek jej porušenie môže viesť k prehriatiu alebo ochladeniu našej planéty.

Povaha tepelnej bilancie a jej energetická hladina určujú vlastnosti a intenzitu väčšiny procesov prebiehajúcich v geografickom obale, a predovšetkým tepelný režim troposféry.

Tepelné balíky Zem, pomer príchodu a spotreby energie (sálavej a tepelnej) na zemský povrch, v atmosfére a v systéme zem-atmosféra. Hlavným zdrojom energie pre drvivú väčšinu fyzikálnych, chemických a biologických procesov v atmosfére, hydrosfére a v horných vrstvách litosféry je slnečné žiarenie, preto distribúcia a pomer zložiek T. b. charakterizujte jeho transformácie v týchto škrupinách.

T. b. predstavujú konkrétne formulácie zákona o zachovaní energie a sú navrhnuté pre časť zemského povrchu (T. b. zemský povrch); pre zvislý stĺpec prechádzajúci atmosférou (T. b. atmosféra); pre ten istý stĺp prechádzajúci atmosférou a hornými vrstvami litosféry alebo hydrosféry (T. b. systému Zem-atmosféra).

Rovnica T. b. zemský povrch: R.+P+F 0+LE= 0 je algebraický súčet tokov energie medzi prvkom zemského povrchu a okolitým priestorom. Tieto streamy zahŕňajú radiačná bilancia (alebo zvyškové žiarenie) R.-rozdiel medzi absorbovaným krátkovlnným slnečným žiarením a dlhovlnným efektívnym žiarením zo zemského povrchu. Kladná alebo záporná hodnota bilancie žiarenia je kompenzovaná niekoľkými tepelnými tokmi. Pretože teplota zemského povrchu sa zvyčajne nerovná teplote vzduchu, potom medzi podkladový povrch a atmosféra vytvára tepelný tok R. Podobný tok tepla F 0 sa pozoruje medzi zemským povrchom a hlbšími vrstvami litosféry alebo hydrosféry. V tomto prípade je tepelný tok v pôde určený molekulou tepelná vodivosť, zatiaľ čo v nádržiach má výmena tepla spravidla viac -menej turbulentný charakter. Tepelný tok F 0 medzi povrchom zásobníka a jeho hlbšími vrstvami sa číselne rovná zmene tepelného obsahu zásobníka za daný časový interval a prenosu tepla prúdmi v zásobníku. Esenciálna hodnota v T. b. zemský povrch má spravidla spotrebu tepla na odparovanie LE, ktorý je definovaný ako súčin hmotnosti odparenej vody E na výparnom teple L. Množstvo LE závisí od zvlhčovania zemského povrchu, jeho teploty, vlhkosti vzduchu a intenzity turbulentného prenosu tepla v povrchovej vrstve vzduchu, ktorá určuje rýchlosť prenosu vodných pár zo zemského povrchu do atmosféry.

Rovnica T. b. atmosféra má podobu: R a+ L r+P+ F a= D W.

T. b. atmosféra je zložená z jej radiačnej rovnováhy R. a ; prichádzajúce alebo odchádzajúce teplo L r počas fázových transformácií vody v atmosfére (g - množstvo zrážok); príchod alebo spotreba tepla P v dôsledku turbulentnej výmeny tepla atmosféry so zemským povrchom; prichádzajúce alebo odchádzajúce teplo F a spôsobená výmenou tepla cez zvislé steny kolóny, ktorá je spojená s usporiadanými atmosférickými pohybmi a makroturbulenciou. Tiež v rovnici T. b. atmosféra obsahuje termín D W, ktorý sa rovná veľkosti zmeny obsahu tepla vo vnútri kolóny.

Rovnica T. b. sústavy Zem - atmosféra zodpovedá algebraickému súčtu pojmov rovníc T. b. zemský povrch a atmosféra. Súčasti T. b. Zemský povrch a atmosféra pre rôzne oblasti zemegule sú určené meteorologickými pozorovaniami (na aktinometrických staniciach, na špeciálnych staniciach tepelnej biodiverzity, na meteorologických satelitoch Zeme) alebo klimatologickými výpočtami.

Priemerné šírkové hodnoty T. b. povrch pevniny pre oceány, zem a zem atď. b. atmosféra sú uvedené v tabuľkách 1, 2, kde hodnoty členov T. b. sú považované za pozitívne, ak zodpovedajú príchodu tepla. Pretože tieto tabuľky odkazujú na priemerné ročné podmienky, neobsahujú výrazy charakterizujúce zmeny v tepelnom obsahu atmosféry a horných vrstiev litosféry, pretože pre tieto podmienky sú blízke nule.

Pre Zem ako planétu spolu s atmosférou je diagram T. b. je znázornený na obr. Tok slnečného žiarenia sa prijíma na jednotku povrchu vonkajšej hranice atmosféry, čo je v priemere asi 250 kcal / cm 2 ročne, z ktorých sa asi odráža vo svetovom vesmíre, a 167 kcal / cm 2 ročne absorbované Zemou (šípka Q s na ryža. ). Zemský povrch je dosahovaný krátkovlnným žiarením rovnajúcim sa 126 kcal / cm 2 ročne; osemnásť kcal / cm 2 za rok sa táto suma odrazí a 108 kcal / cm 2 za rok je absorbovaný zemským povrchom (šípka Q). Atmosféra absorbuje 59 kcal / cm 2 ročne krátkovlnného žiarenia, to znamená výrazne menej ako zemský povrch. Účinné dlhovlnné žiarenie zemského povrchu je 36 kcal / cm 2 ročne (šípka Ja), preto je radiačná bilancia zemského povrchu 72 kcal / cm 2 ročne. Dlhovlnné žiarenie Zeme do svetového priestoru sa rovná 167 kcal / cm 2 ročne (šípka Je). Povrch Zeme teda dostane asi 72 kcal / cm 2 za rok sálavej energie, ktorá sa čiastočne vynakladá na odparovanie vody (kruh LE) a čiastočne sa vracia do atmosféry turbulentným prenosom tepla (šípka R.).

Tab. 1. - Tepelná bilancia zemského povrchu, kcal / cm 2 roky

Údaje o zložkách T. b. sa používajú pri vývoji mnohých problémov klimatológie, hydrológie krajiny, oceánológie; slúžia na podloženie numerických modelov teórie klímy a na empirické testovanie výsledkov aplikácie týchto modelov. Materiály o T. b. zohrávajú dôležitú úlohu pri štúdiu klimatických zmien, používajú sa aj pri výpočtoch odparovania z povrchu povodia riek, jazerá, moria a oceány, pri štúdiu energetického režimu morských prúdov, na štúdium snehu a ľadových pokrývok, vo fyziológii rastlín na skúmanie transpirácie a fotosyntézy, vo fyziológii živočíchov na štúdiu tepelného režimu živých organizmov. Údaje o T. b. boli tiež použité na štúdium geografického zónovania v prácach sovietskeho geografa A.A. Grigorieva.

Tab. 2. - Tepelná bilancia atmosféry, kcal / cm 2 roky

Lit.: Atlas tepelnej bilancie Zeme, ed. M. I. Budyko, M., 1963; Budyko MI, Klíma a život, L., 1971; Grigoriev A.A., Vzory štruktúry a vývoja geografického prostredia, M., 1966.

Pozrime sa spolu s atmosférou na tepelný režim aktívnej vrstvy Zeme. Aktívna vrstva je vrstva pôdy alebo vody, ktorej teplota zažíva denné a ročné výkyvy. Pozorovania ukazujú, že na súši denné výkyvy siahajú do hĺbky 1 - 2 m a ročné výkyvy do vrstvy niekoľko desiatok metrov. V moriach a oceánoch je hrúbka aktívnej vrstvy desaťkrát väčšia ako na súši. Spojenie medzi tepelnými režimami atmosféry a aktívnou vrstvou Zeme sa uskutočňuje pomocou takzvanej rovnice tepelnej bilancie zemského povrchu. Táto rovnica bola prvýkrát použitá v roku 1941 na zostavenie teórie denných zmien teploty vzduchu podľa A.A. Dorodnitsyn. V nasledujúcich rokoch rovnicu tepelnej bilancie mnoho výskumníkov široko používalo na štúdium rôzne vlastnosti povrchová vrstva atmosféry, až do posúdenia tých zmien, ktoré nastanú pod vplyvom aktívnych vplyvov, napríklad na ľadovú pokrývku Arktídy. Pozastavme sa nad odvodením rovnice pre tepelnú bilanciu zemského povrchu. Slnečné žiarenie prichádzajúce na zemský povrch je na pevnine absorbované v tenkej vrstve, ktorej hrúbku označíme (obr. 1). Zemský povrch okrem toku slnečného žiarenia prijíma teplo aj vo forme toku infračerveného žiarenia z atmosféry, teplo stráca vlastným žiarením.

Ryža. 1.

V pôde prechádza každý z týchto prúdov zmenou. Ak sa v elementárnej vrstve s hrúbkou (je hĺbka meraná od povrchu do hĺbky pôdy) tok Ф zmenil o dФ, potom môžeme napísať

kde a - koeficient absorpcie, - hustota pôdy. Integráciou posledného vzťahu v rozsahu od do získame

kde je hĺbka, v ktorej sa prietok znižuje o faktor e v porovnaní s prietokom Ф (0) pri. Spolu so žiarením sa prenos tepla uskutočňuje turbulentnou výmenou povrchu pôdy s atmosférou a molekulárnou výmenou s podložnými vrstvami pôdy. Pôda pod vplyvom turbulentnej výmeny stráca alebo prijíma množstvo tepla rovnajúce sa

Voda sa navyše odparuje z povrchu pôdy (alebo kondenzácia vodnej pary), ktorá spotrebuje množstvo tepla

Molekulárny tok cez dolnú hranicu vrstvy je zapísaný ako

kde je koeficient tepelnej vodivosti pôdy, je jej špecifická tepelná kapacita, je koeficient molekulárnej tepelnej difuzivity.

Vplyvom prílivu tepla sa teplota pôdy mení, rovnako ako pri teplotách blízkych 0 sa ľad topí (alebo voda mrzne). Na základe zákona o zachovaní energie vo zvislom stĺpci pôdy ho môžeme zapísať.

V rovnici (19) prvý člen na ľavej strane predstavuje množstvo tepla vynaloženého na zmenu tepelného obsahu cm 3 pôdy za jednotku času, druhé množstvo tepla vynaloženého na topenie ľadu (). Na pravej strane všetky toky tepla, ktoré vstupujú cez vrchol a nižšia hranica do vrstvy pôdy sa odoberajú so znamienkom „+“ a tie, ktoré z vrstvy vychádzajú, so znamienkom „ -“. Rovnica (19) je rovnicou tepelnej bilancie pre hrúbku pôdnej vrstvy. V takej všeobecný pohľad táto rovnica nie je nič iné ako rovnica tepelného toku napísaná pre vrstvu konečnej hrúbky. Nie je možné z neho extrahovať žiadne ďalšie informácie (v porovnaní s rovnicou prítoku tepla) o tepelnom režime vzduchu a pôdy. Je však možné uviesť niekoľko špeciálnych prípadov rovnice tepelnej bilancie, keď môže byť použitá ako nezávislá diferenciálne rovnice hraničná podmienka. V tomto prípade vám rovnica tepelnej bilancie umožňuje určiť neznámu teplotu zemského povrchu. Nasledujúci prípad bude taký špeciálny prípad. Na pozemku, ktorý nie je pokrytý snehom alebo ľadom, je hodnota, ako už bolo uvedené, pomerne malá. Pomer ku každému z množstiev, ktoré sú rádovo podľa dĺžky molekulárnej dráhy, je zároveň dosť veľký. V dôsledku toho môže byť rovnica pre krajinu pri absencii procesov topenia ľadu s dostatočnou presnosťou napísaná vo forme:

Súčet prvých troch pojmov v rovnici (20) nie je nič iné ako bilancia žiarenia R zemského povrchu. Rovnica pre tepelnú bilanciu povrchu zeme má teda tvar:

Rovnica tepelnej bilancie vo forme (21) sa používa ako okrajová podmienka pri štúdiu tepelného režimu atmosféry a pôdy.