Atmosfer, dünyanın yüzeyi gibi, ısısının neredeyse tamamını Güneş'ten alır. Diğer ısıtma kaynakları arasında dünyanın derinliklerinden gelen ısı da vardır, ancak bu, toplam ısı miktarının yalnızca yüzde birlik bir kısmını oluşturur.

Güneş radyasyonu dünya yüzeyi için tek ısı kaynağı olmasına rağmen, coğrafi zarfın termal rejimi sadece bir sonuç değildir. radyasyon dengesi. Güneş ısısı, karasal faktörlerin etkisi altında dönüştürülür ve yeniden dağıtılır ve öncelikle hava ve okyanus akıntıları tarafından dönüştürülür. Bunlar da güneş ışınımının enlemler arasında eşit olmayan dağılımından kaynaklanmaktadır. Bu bir tanesi parlak örnekler kapalı küresel iletişim ve doğadaki çeşitli bileşenlerin etkileşimleri.

Dünyanın canlı doğası açısından, ısının farklı enlemler arasında, ayrıca okyanuslar ve kıtalar arasında yeniden dağıtılması önemlidir. Bu işlem sayesinde, hava ve okyanus akıntılarının üstün hareket yönlerine uygun olarak Dünya yüzeyinde ısının çok karmaşık bir mekansal yeniden dağılımı meydana gelir. Ancak toplam ısı transferi kural olarak alçak enlemlerden yüksek enlemlere ve okyanuslardan kıtalara doğru yönlendirilir.

Atmosferdeki ısı dağılımı konveksiyon, iletim ve radyasyon yoluyla gerçekleşir. Termal konveksiyon gezegenin her yerinde meydana gelir; rüzgarlar, yükselen ve alçalan hava akımları her yerde bulunur. Tropik bölgelerde konveksiyon özellikle güçlüdür.

Isı iletkenliği, yani ısının, atmosferin dünyanın sıcak veya soğuk yüzeyiyle doğrudan teması yoluyla aktarılması, havanın zayıf bir ısı iletkeni olması nedeniyle nispeten az önem taşır. İmalatta geniş uygulama alanı bulan bu özelliktir. pencere çerçeveleriçift ​​camlı.

Farklı enlemlerdeki alt atmosferdeki ısı girdileri ve harcamaları aynı değildir. 38°K'nun kuzeyinde. w. emilenden daha fazla ısı yayılır. Bu kayıp, ılıman enlemlere yönlendirilen sıcak okyanus ve hava akımları ile telafi edilir.

Güneş enerjisinin alınması ve tüketilmesi, Dünya atmosferinin tüm sisteminin ısıtılması ve soğutulması süreci, ısı dengesi ile karakterize edilir. Atmosferin üst sınırına yıllık güneş enerjisi arzını %100 olarak alırsak, güneş enerjisi dengesi şu şekilde görünecektir: %42'si Dünya'dan yansır ve uzaya geri döner (bu değer Dünya'nın enerjisini karakterize eder). albedo), %38'i atmosferden ve %4'ü dünyanın yüzeyinden yansır. Geri kalanı (%58) emilir: %14'ü atmosfer tarafından ve %44'ü dünya yüzeyi tarafından. Dünyanın ısınan yüzeyi emdiği enerjinin tamamını geri verir. Aynı zamanda, enerjinin dünya yüzeyi tarafından radyasyonu% 20'dir,% 24'ü havanın ısıtılması ve nemin buharlaştırılması için harcanır (% 5,6 havanın ısıtılması ve% 18,4 nemin buharlaştırılması için).

Çok genel özelliklerısı dengesi küre genel olarak. Aslında farklı yüzeylerin farklı enlem bölgeleri için ısı dengesi aynı olmaktan uzak olacaktır. Böylece, atmosferik koşullara (bulutluluk, havanın nemi ve toz içeriği), yüzeyin doğasına (su veya kara, orman veya soğan, kar) bağlı olarak mevsimlerin değişmesiyle birlikte gün doğumu ve gün batımında herhangi bir bölgenin ısı dengesi bozulur. örtü veya çıplak zemin), deniz seviyesinden yükseklik. Isının çoğu geceleri, kışın ve yüksek rakımlardaki ince, temiz ve kuru hava yoluyla yayılır. Ancak sonuçta radyasyondan kaynaklanan kayıplar Güneş'ten gelen ısı ile telafi edilir ve bir bütün olarak Dünya'da dinamik bir denge durumu hakim olur, aksi takdirde ısınır veya tersine soğur.

Hava sıcaklığı

Atmosfer oldukça ısınıyor zor yol. Görünür kırmızıdan ultraviyole ışığa kadar değişen kısa dalga boyları, Dünya yüzeyinde daha uzun ısı dalgalarına dönüştürülür ve bu dalgalar daha sonra Dünya yüzeyinden yayıldığında atmosferi ısıtır. Atmosferin alt katmanları üst katmanlardan daha hızlı ısınır; bu, dünya yüzeyinden gelen belirtilen termal radyasyon ve bunların daha yüksek yoğunluğa sahip olması ve su buharına doymuş olmasıyla açıklanmaktadır.

Karakteristik özellik Troposferdeki sıcaklığın dikey dağılımı, yükseklikle azalmasıdır. Ortalama dikey sıcaklık gradyanı, yani 100 m yükseklik başına hesaplanan ortalama azalma 0,6 °C'dir. Nemli havanın soğumasına nem yoğunlaşması eşlik eder. Bu durumda buhar oluşumuna harcanan belli miktarda ısı açığa çıkar. Bu nedenle nemli hava yükseldiğinde soğuması kuru havaya göre neredeyse iki kat daha hızlı gerçekleşir. Troposferdeki kuru havanın jeotermal katsayısı ortalama 1°C'dir.

Karanın ve su kütlelerinin ısınan yüzeyinden yükselen hava, alçak basınç bölgesine girer. Bu onun genişlemesine izin verir ve bununla bağlantılı olarak belirli miktarda termal enerji kinetik enerjiye dönüştürülür. Bu işlem sonucunda hava soğur. Aynı zamanda herhangi bir yerden ısı almıyorsa ve herhangi bir yere vermiyorsa, açıklanan sürecin tamamına adyabatik veya dinamik soğutma denir. Tam tersi, hava alçalarak yüksek basınç bölgesine girer, etrafını saran hava tarafından sıkıştırılır ve mekanik enerjiısıya girer. Bu nedenle hava, her 100 metrelik inişte ortalama 1°C olan adyabatik ısınmaya maruz kalır.

Bazen hava sıcaklığı yükseklikle birlikte artar. Bu olguya inversiyon denir. Bu tezahürün nedenleri çeşitlidir: Dünya'dan gelen buz tabakaları üzerinden radyasyon, güçlü sıcak hava akımlarının soğuk bir yüzey üzerinden geçişi Ters dönmeler özellikle dağlık bölgeler için tipiktir: ağır soğuk hava dağ havzalarına akar ve orada durur, daha hafif olanların yerini alır. yukarıya doğru sıcak hava.

Hava sıcaklığındaki günlük ve yıllık değişiklikler yüzeyin termal durumunu yansıtır. Havanın yüzey katmanında günlük maksimum 14-15 saatte kurulur ve minimum güneş doğduktan sonra gözlenir. En büyük günlük genlik alt bölgede meydana gelir. tropik enlemler(30 ° C), en küçüğü kutupsaldır (5 ° C). Yıllık sıcaklık değişimi enleme, alttaki yüzeyin doğasına, yerin okyanus seviyesinden yüksekliğine, rahatlamaya ve okyanustan uzaklığa bağlıdır.

Yıllık sıcaklıkların dünya yüzeyindeki dağılımında belirli coğrafi modeller tespit edilmiştir.

1. Her iki yarım kürede de kutuplara doğru ortalama sıcaklıklar düşer. Bununla birlikte, yıllık ortalama sıcaklığı 27 °C olan sıcak bir paralel olan termal ekvator, Kuzey Yarımküre'de yaklaşık 15-20 ° enlemde bulunur. Bu, arazinin burada coğrafi ekvatordan daha geniş bir alanı kaplamasıyla açıklanmaktadır.

2. Ekvatordan kuzeye ve güneye doğru sıcaklıklar dengesiz bir şekilde değişir. Ekvator ile 25. paralel arasında sıcaklık çok yavaş azalır; her on enlem derecesi için iki dereceden az. Her iki yarımkürede de 25° ile 80° enlemleri arasında sıcaklıklar çok hızlı düşer. Bazı yerlerde bu azalma 10°C'yi aşmaktadır. Kutuplara doğru ilerledikçe sıcaklık düşüş hızı tekrar azalmaktadır.

3. Güney Yarımküre'deki tüm paralellerin yıllık ortalama sıcaklıkları, Kuzey Yarımküre'deki paralellerin ortalama sıcaklıklarından daha düşüktür. Ağırlıklı olarak “anakara” olan Kuzey Yarımküre'nin ortalama hava sıcaklığı Ocak ayında +8,6 °C, Temmuz ayında +22,4 °C; Güney "okyanus" yarımkürede, Temmuz ayında ortalama sıcaklık +11,3 ° C, Ocak ayında - +17,5 ° C'dir. Kuzey Yarımküre'deki hava sıcaklığı dalgalanmalarının yıllık iki kat daha büyük genliği, dağılımının özellikleriyle açıklanmaktadır. karşılık gelen enlemlerdeki kara ve deniz ve görkemli buz kubbesi Antarktika'nın Güney Yarımküre iklimi üzerindeki soğutma etkisi.

Hava sıcaklıklarının Dünya üzerindeki dağılımının önemli özellikleri izoterm haritaları ile sağlanmaktadır. Böylece, Temmuz izotermlerinin dünya yüzeyindeki dağılımının analizine dayanarak aşağıdaki ana sonuçlar formüle edilebilir.

1. Her iki yarıkürenin tropik dışı bölgelerinde, kıtalar üzerindeki izotermler pencerelerdeki konumuna göre kuzeye doğru bükülür. Kuzey Yarımküre'de bunun nedeni karaların denizden daha fazla ısınmasıdır, ancak Güney Yarımküre'de ilişki tam tersidir: bu dönemde karalar denizden daha soğuktur.

2. Okyanuslar üzerinde Temmuz izotermleri, soğuk hava sıcaklığı akımlarının etkisini yansıtır. Bu, özellikle Kuzey Amerika ve Afrika'nın soğuk Kaliforniya ve Kanarya okyanus akıntıları tarafından yıkanan batı kıyılarında fark edilir. İÇİNDE Güney Yarımküre izotermler içe doğru kavisli karşı taraf kuzeyde - ayrıca soğuk akıntıların etkisi altında.

3. En yüksek ortalama Temmuz sıcaklıkları ekvatorun kuzeyinde yer alan çöllerde görülür. Kaliforniya, Sahra, Arabistan, İran ve Asya'nın iç kesimleri bu dönemde özellikle sıcak.

Ocak ayı izotermlerinin dağılımının da kendine has özellikleri vardır.

1. Kuzeyde okyanuslar üzerindeki ve güneyde karadaki izotermlerin kıvrımları daha belirgin ve zıt hale gelir. Bu en çok Kuzey Yarımküre'de belirgindir. İzotermlerin yana doğru güçlü kıvrımları Kuzey Kutbu Gulf Stream okyanus akıntılarının artan termal rolünü yansıtmaktadır. Atlantik Okyanusu ve Sessizlik'teki Kuro-Sio.

2. Her iki yarıkürenin tropikal olmayan bölgelerinde, kıtalar üzerindeki izotermler gözle görülür şekilde güneye doğru eğimlidir. Bu, Kuzey Yarımküre'de karanın daha soğuk, Güney Yarımküre'de ise denizden daha sıcak olmasıyla açıklanmaktadır.

3. Ocak ayındaki en yüksek ortalama sıcaklıklar, Güney Yarımküre'nin tropik bölgesindeki çöllerde görülür.

4. Temmuz ayında olduğu gibi Ocak ayında da gezegende en fazla soğuyan bölgeler Antarktika ve Grönland'dır.

Genel olarak Güney Yarımküre'nin yılın tüm mevsimlerindeki izotermlerinin daha doğrusal (enlemsel) bir doğrultu paternine sahip olduğu ifade edilebilir. Buradaki izotermlerin seyrinde önemli anormalliklerin olmaması, önemli bir baskınlık ile açıklanmaktadır. su yüzeyi arazi üzerinde. İzotermlerin seyrinin analizi, sıcaklıkların yalnızca güneş ışınımı miktarına değil, aynı zamanda ısının okyanus ve hava akımları tarafından yeniden dağıtımına da yakın bir bağımlılığı olduğunu göstermektedir.

Güneş'in ışınım enerjisini emerek Dünya'nın kendisi bir radyasyon kaynağı haline gelir. Ancak Güneş'in radyasyonu ile Dünya'nın radyasyonu önemli ölçüde farklıdır. Güneş'ten gelen doğrudan, saçılan ve yansıyan radyasyonun dalga boyu 0,17 ile 2-4 arasında değişmektedir. mk, ve denir kısa dalga radyasyon. Dünyanın ısıtılmış yüzeyi, sıcaklığına bağlı olarak esas olarak 2-4 ila 40 arasında dalga boyu aralığında radyasyon yayar. mk ve denir uzun dalga. Genel olarak konuşursak, hem Güneş'ten gelen radyasyon hem de Dünya'dan gelen radyasyon tüm dalga boylarında dalgalara sahiptir. Ancak enerjinin büyük kısmı (%99,9) belirtilen dalga boyu aralığında yer alır. Güneş ve Dünya'dan gelen radyasyonun dalga boylarındaki fark, dünya yüzeyinin termal rejiminde büyük rol oynar.

Böylece Güneş ışınları tarafından ısıtılan gezegenimizin kendisi bir radyasyon kaynağı haline gelir. Dünya yüzeyinden yayılan ve dalga boyuna bağlı olarak aşağıdan yukarıya doğru yönlendirilen uzun dalga veya ısı ışınları, atmosferden ya engellenmeden geçer ya da onun tarafından geciktirilir. 9-12 uzunluğunda dalgaların radyasyonunun olduğu tespit edilmiştir. mk yıldızlararası uzaya serbestçe girer, bunun sonucunda dünya yüzeyi ısısının bir kısmını kaybeder.

Dünya yüzeyinin ve atmosferinin termal dengesi sorununu çözmek için, dünyanın farklı bölgelerine ne kadar güneş enerjisinin girdiğini ve bu enerjinin ne kadarının diğer türlere dönüştürüldüğünü belirlemek gerekiyordu.

Dünya yüzeyine giren güneş enerjisi miktarını hesaplama girişimleri ortadadır XIXyüzyılda ilk aktinometrik enstrümanlar oluşturulduktan sonra. Ancak sadece 40'lı yıllarda XXyüzyılda ısı dengesinin incelenmesi probleminde geniş bir gelişme başladı. Bu, aktinometrik istasyon ağının yaygın gelişimi ile kolaylaştırılmıştır. savaş sonrası yıllarözellikle Uluslararası Jeofizik Yılı hazırlıkları sırasında. Yalnızca SSCB'de IGY'nin başlangıcında aktinometrik istasyonların sayısı 200'e ulaştı. Aynı zamanda bu istasyonlardaki gözlemlerin hacmi de önemli ölçüde genişledi. Güneş'in kısa dalga radyasyonunun ölçülmesine ek olarak, dünya yüzeyinin radyasyon dengesi, yani emilen kısa dalga radyasyonu ile alttaki yüzeyin uzun dalga etkili radyasyonu arasındaki fark da belirlendi. Bir dizi aktinometrik istasyonda, rakımlardaki hava sıcaklığı ve nemin gözlemleri düzenlendi. Bu, buharlaşma ve türbülanslı ısı transferi için ısı maliyetlerini hesaplamayı mümkün kıldı.

Aynı tip programa göre yer tabanlı aktinometrik istasyonlar ağında gerçekleştirilen sistematik aktinometrik gözlemlere ek olarak, son yıllar Serbest atmosferdeki radyasyon akılarını incelemek için deneysel çalışmalar yürütülmektedir. Bu amaçla, özel radyosondalar kullanılarak çeşitli istasyonlarda troposferdeki çeşitli yüksekliklerdeki uzun dalga radyasyon dengesinin sistematik ölçümleri yapılmaktadır. Bu gözlemlerin yanı sıra serbest balonlar, uçaklar, jeofizik roketler ve roketler kullanılarak elde edilen serbest atmosferdeki radyasyon akışına ilişkin veriler yapay uydular Dünya, ısı dengesinin bileşenlerinin rejimini incelemeyi mümkün kıldı.

Deneysel çalışmalardan elde edilen materyalleri kullanarak ve hesaplama yöntemlerini yaygın olarak kullanan Ana Jeofizik Gözlemevi çalışanları, adını aldı. A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya. Vinnikov ve diğerleri, 50'li yılların başında ilk kez M. I. Budyko liderliğinde Tüm dünya için bir dizi ısı dengesi bileşeni haritası oluşturuldu. Bu harita serisi ilk olarak 1955'te yayınlandı. Yayınlanan Atlas, her ay ve yıl için ortalama olarak güneş ışınımının toplam dağılımını, ışınım dengesini, buharlaşma nedeniyle ısı kaybını ve türbülanslı ısı transferini gösteren haritaları içeriyordu. Sonraki yıllarda, özellikle IGY dönemine ilişkin yeni verilerin alınmasıyla bağlantılı olarak, ısı dengesinin bileşenlerine ilişkin veriler açıklığa kavuşturuldu ve yeni seri 1963'te yayınlanan haritalar

Dünya atmosferi sistemine ısı akışı ve salınımı dikkate alınarak, dünya yüzeyinin ve atmosferinin ısı dengesi, enerjinin korunumu yasasını yansıtır. Dünya-atmosfer ısı dengesi denklemini oluşturmak için, bir yandan atmosferle birlikte tüm Dünya tarafından, diğer yandan dünyanın altındaki yüzey tarafından alınan ve tüketilen tüm ısı dikkate alınmalıdır ( hidrosfer ve litosfer ile birlikte) ve atmosfer. Güneş'in ışınım enerjisini emen dünya yüzeyi, bu enerjinin bir kısmını ışınım yoluyla kaybeder. Geri kalanı bu yüzeyi ve atmosferin alt katmanlarını ısıtmanın yanı sıra buharlaşmaya da harcanır. Alttaki yüzeyin ısıtılmasına, toprağa ısı transferi eşlik eder ve eğer toprak ıslaksa, aynı zamanda toprak nemini buharlaştırmak için ısı kaybolur.

Böylece Dünya'nın ısı dengesi bir bütün olarak dört bileşenden oluşur.

Radyasyon dengesi ( R). Güneş'ten emilen kısa dalga radyasyon miktarı ile uzun dalga etkili radyasyon miktarı arasındaki farkla belirlenir.

Topraktaki ısı değişimi, toprağın yüzey ve derin katmanları arasındaki ısı transferi sürecini karakterize eder. (A). Bu ısı değişimi toprağın ısı kapasitesine ve ısıl iletkenliğine bağlıdır.

Dünya yüzeyi ile yüzey arasındaki türbülanslı ısı alışverişi atmosfer (P). Alttaki yüzey ile atmosferin sıcaklıkları arasındaki ilişkiye bağlı olarak, alttaki yüzeyin atmosfere aldığı veya atmosfere verdiği ısı miktarı ile belirlenir.

Buharlaşmaya harcanan ısı( L.E.). Gizli buharlaşma ısısının çarpımı ile belirlenir. ( L) buharlaşma için (E).

Isı dengesinin bu bileşenleri aşağıdaki ilişkiyle birbirine bağlanır:

R= A+ P+ L.E.

Isı dengesi bileşenlerinin hesaplanması, gelen güneş enerjisinin dünya yüzeyinde ve atmosferde nasıl dönüştürüldüğünü belirlemeyi mümkün kılar. Orta ve yüksek enlemlerde güneş ışınımının akışı yazın pozitif, kışın ise negatiftir. Hesaplamalara göre 39° Kuzey'in güneyinde. w. Işınım enerjisinin dengesi yıl boyunca pozitiftir, SSCB'nin Avrupa topraklarında yaklaşık 50° enlemde, denge Mart'tan Kasım'a kadar pozitiftir ve üç kış ayı boyunca negatiftir. 80° enleminde pozitif ışınım dengesi yalnızca Mayıs-Ağustos döneminde gözlenir.

Dünyanın ısı dengesi hesaplamalarına göre, dünya yüzeyinin tamamı tarafından emilen toplam güneş ışınımı, atmosferin dış sınırına gelen güneş ışınımının %43'üdür. Dünya yüzeyinden gelen etkili ışınım bu değerin %15'ine, ışınım dengesi - %28'ine, buharlaşma için ısı kaybı - %23'üne ve türbülanslı ısı transferi - %5'ine eşittir.

Şimdi Dünya-atmosfer sistemi için ısı dengesinin bileşenlerini hesaplamanın bazı sonuçlarını ele alalım. İşte dört harita: Dünyanın Isı Dengesi Atlası'ndan (M. I. Budyko tarafından düzenlenmiştir) ödünç alınan yıllık toplam radyasyon, radyasyon dengesi, buharlaşma için ısı tüketimi ve türbülanslı ısı değişimi yoluyla havayı ısıtmak için ısı tüketimi. Şekil 10'da gösterilen haritadan, yıllık toplam radyasyonun en yüksek değerlerinin Dünya'nın kurak bölgelerinde meydana geldiği anlaşılmaktadır. Özellikle Sahra ve Arap çöllerinde yıllık toplam radyasyon 200 bin doları aşıyor. kcal/cm2, ve her iki yarım kürenin yüksek enlemlerinde 60-80'i geçmezkcal/cm2.

Şekil 11 radyasyon dengesinin bir haritasını göstermektedir. Yüksek ve orta enlemlerde radyasyon dengesinin alçak enlemlere doğru arttığını görmek kolaydır, bu da toplam ve soğurulan radyasyondaki artışla ilişkilidir. Toplam radyasyonun izolinlerinin aksine, okyanuslardan kıtalara doğru hareket ederken radyasyon dengesinin izolinlerinin bozulduğunu belirtmek ilginçtir; bu, albedo ve etkili radyasyondaki farklılıktan kaynaklanmaktadır. İkincisi su yüzeyi için daha küçüktür, bu nedenle okyanusların radyasyon dengesi kıtaların radyasyon dengesini aşmaktadır.

En küçük yıllık miktarlar (yaklaşık 60 kcal/cm2) bulutluluğun hakim olduğu alanların yanı sıra yüksek albedo değerlerinin ve etkili radyasyonun radyasyon dengesini azalttığı kuru alanların karakteristiği. Yıllık en büyük radyasyon dengesi miktarları (80-90 kcal/cm2) Bunlar, radyasyon akışının önemli olmasına rağmen daha fazla olduğu, ancak albedo ve etkili radyasyonun Dünya'nın çöl bölgelerine göre daha fazla olduğu, az bulutlu, ancak nispeten nemli tropikal ormanlar ve savanlar için tipiktir.

Yıllık buharlaşma değerlerinin dağılımı Şekil 12'de gösterilmektedir. Buharlaşma için ısı tüketimi, buharlaşma değeri ile buharlaşmanın gizli ısısının çarpımına eşittir (LE), doğal koşullar altında buharlaşmanın gizli ısısı küçük sınırlar içinde değiştiğinden ve ortalama olarak 600'e eşit olduğundan, esas olarak buharlaşma miktarına göre belirlenir. dışkı buharlaşan suyun gramı başına.

Yukarıdaki şekilden de anlaşılacağı gibi karadan buharlaşma esas olarak ısı ve nem rezervlerine bağlıdır. Bu nedenle kara yüzeyinden buharlaşmanın maksimum yıllık miktarları (1000'e kadar) mm)önemli termal değerlerin olduğu tropikal enlemlerde meydana gelir.

kaynaklar daha fazla sıvı alımıyla birleştirilir. Ancak okyanuslar buharlaşmanın en önemli kaynaklarıdır. Buradaki maksimum değerleri 2500-3000'e ulaşıyor mm. Aynı zamanda, en büyük buharlaşma göreceli olarak nemli bölgelerde meydana gelir. yüksek değerler sıcaklık yüzey sularıözellikle sıcak akıntıların olduğu bölgelerde (Körfez Akıntısı, Kuro-Sivo, vb.). Aksine soğuk akıntıların olduğu bölgelerde buharlaşma değerleri küçüktür. Orta enlemlerde yıllık bir buharlaşma döngüsü vardır. Üstelik, karanın aksine, okyanuslarda maksimum buharlaşma, havadaki büyük dikey nem değişimlerinin artan rüzgar hızlarıyla birleştiği soğuk mevsimde gözlemlenir.

Alttaki yüzey ile atmosfer arasındaki türbülanslı ısı alışverişi radyasyon ve nem koşullarına bağlıdır. Bu nedenle, en büyük türbülanslı ısı transferi, büyük bir radyasyon akışının kuru hava ile birleştirildiği arazi alanlarında meydana gelir. Türbülanslı ısı değişiminin yıllık değerleri haritasından da görülebileceği gibi (Şekil 13), bunlar değerinin 60'a ulaştığı çöl bölgeleridir. kcal/cm2. Türbülanslı ısı değişiminin büyüklüğü, her iki yarım kürenin yüksek enlemlerinde ve okyanuslarda küçüktür. Maksimum yıllık değerler sıcak bölgede bulunabilir deniz akıntıları(30'dan fazla kcal/cm 2 yıl), su ve hava arasında büyük sıcaklık farklarının oluştuğu yer. Bu nedenle okyanuslardan en fazla ısı transferi yılın soğuk dönemlerinde meydana gelir.

Atmosferin termal dengesi, Güneş'ten kısa dalga ve parçacık radyasyonun emilmesi, uzun dalga radyasyonu, radyant ve türbülanslı ısı değişimi, ısı iletimi, adyabatik süreçler vb. ile belirlenir. Gelen ve giden veriler güneş ısısı Meteorologlar tarafından atmosferin ve hidrosferin karmaşık dolaşımını, ısı ve nem dolaşımını ve havada meydana gelen diğer birçok süreç ve olguyu açıklamak için kullanılır. su kabukları Toprak.

- Kaynak-

Poghosyan, Kh.P. Dünyanın Atmosferi / H.P. Poğosyan [ve diğerleri]. – M.: Eğitim, 1970.- 318 s.

Gönderi Görüntülemeleri: 1.224

Çeşitli toprak yüzeylerinin ısınma ve soğuma derecesini doğru bir şekilde değerlendirmek, buharlaşmayı hesaplamak, topraktaki nem rezervlerindeki değişiklikleri belirlemek, donmayı tahmin etmek için yöntemler geliştirmek ve ayrıca ıslah çalışmalarının toprak üzerindeki etkisini değerlendirmek iklim koşulları Havanın yüzey tabakası, dünya yüzeyinin ısı dengesine ilişkin verilere ihtiyaç vardır.

Dünyanın yüzeyi, çeşitli kısa dalga ve uzun dalga radyasyon akışlarının etkisinin bir sonucu olarak sürekli olarak ısı alır ve kaybeder. Toplam radyasyonu ve karşı radyasyonu az ya da çok emen dünya yüzeyi ısınır ve uzun dalga radyasyon yayar, bu da ısı kaybettiği anlamına gelir. Dünyadan ısı kaybını karakterize eden değer
yüzey etkili radyasyondur. Bu, dünya yüzeyinin kendi radyasyonu ile atmosferin karşı radyasyonu arasındaki farka eşittir. Atmosferin karşı radyasyonu her zaman dünyanınkinden biraz daha az olduğundan, bu fark olumludur. Gündüzleri etkili radyasyon, emilen kısa dalga radyasyonu tarafından kaplanır. Geceleri kısa dalgalı güneş ışınımının olmadığı durumlarda etkin ışınım dünya yüzeyinin sıcaklığını düşürür. Bulutlu havalarda atmosferden gelen karşıt radyasyonun artması nedeniyle etkin radyasyon açık havaya göre çok daha azdır. Geceleri dünya yüzeyinin soğuması da daha azdır. Orta enlemlerde, dünya yüzeyi emilen radyasyondan aldığı ısı miktarının yaklaşık yarısını etkili radyasyon yoluyla kaybeder.

Radyant enerjinin gelişi ve tüketimi, dünya yüzeyinin radyasyon dengesinin değeri ile tahmin edilir. O farka eşit Emilen ve etkili radyasyon arasında, dünya yüzeyinin termal durumu buna bağlıdır - ısınması veya soğuması. Gün boyunca neredeyse her zaman pozitiftir, yani ısı girişi ısı çıkışından fazladır. Geceleri radyasyon dengesi negatiftir ve etkin radyasyona eşittir. Dünya yüzeyinin radyasyon dengesinin yıllık değerleri, en yüksek enlemler hariç, her yerde pozitiftir. Bu fazla ısı, türbülanslı ısı iletimi, buharlaşma ve daha derin toprak veya su katmanları ile ısı alışverişi yoluyla atmosferin ısıtılması için harcanır.

Sıcaklık koşullarını uzun bir süre boyunca (bir yıl veya daha iyisi, bir dizi yıl) dikkate alırsak, o zaman dünyanın yüzeyi, ayrı ayrı atmosfer ve Dünya-atmosfer sistemi termal denge halindedir. Ortalama sıcaklıkları yıldan yıla çok az değişir. Enerjinin korunumu yasasına göre, dünya yüzeyine gelen ve çıkan ısı akışlarının cebirsel toplamının sıfıra eşit olduğunu varsayabiliriz. Bu, dünya yüzeyinin ısı dengesinin denklemidir. Bunun anlamı, dünya yüzeyinin radyasyon dengesinin, ışınımsız ısı transferi ile dengelenmesidir. Isı dengesi denklemi, kural olarak, yağışla aktarılan ısı, fotosentez için enerji tüketimi, biyokütle oksidasyonundan ısı kazancı ve ayrıca buz veya karı eritmek için ısı tüketimi gibi akışları (küçük olmaları nedeniyle) dikkate almaz, suyun donmasından kaynaklanan ısı kazancı.

Dünya-atmosfer sisteminin uzun bir süre boyunca ısı dengesi de sıfıra eşit yani Dünya bir gezegen olarak termal dengededir: atmosferin üst sınırına gelen güneş radyasyonu, atmosferin üst sınırından uzaya kaçan radyasyonla dengelenir.

Atmosferin üst sınırına gelen miktarı %100 olarak alırsak bu miktarın %32'si atmosferde dağılır. Bunlardan %6'sı uzaya geri dönüyor. Sonuç olarak %26'sı dağınık radyasyon şeklinde dünya yüzeyine ulaşır; Radyasyonun %18'i ozon ve aerosoller tarafından emilir ve atmosferi ısıtmaya gider; %5'i bulutlar tarafından emilir; Radyasyonun %21'i bulutlardan yansıma sonucu uzaya kaçar. Böylece dünya yüzeyine gelen radyasyonun %50'si, doğrudan radyasyonun ise %24'ü; Gelen radyasyonun %47'si dünya yüzeyi tarafından emilir ve %3'ü uzaya geri yansıtılır. Sonuç olarak, güneş ışınımının %30'u atmosferin üst sınırını dış uzaya bırakır. Bu miktara Dünya'nın gezegensel albedosu denir. “Dünya Atmosferi” sisteminde, yansıyan ve saçılan güneş ışınımının %30'u, karasal ışınımın %5'i ve atmosferik ışınımın %65'i, yani toplam %100'ü atmosferin üst sınırından uzaya geri döner.

Atmosferdeki, hidrosferdeki ve litosferin üst katmanlarındaki fiziksel, kimyasal ve biyolojik süreçlerin büyük çoğunluğu için ana enerji kaynağı güneş ışınımı ve dolayısıyla bileşenlerin oranıdır. . bu kabuklardaki dönüşümlerini karakterize edin.

T.b. Enerjinin korunumu yasasının özel formülasyonlarını temsil ederler ve Dünya yüzeyinin bir bölümü (Dünya yüzeyinin T.b.) için derlenirler; atmosferden geçen dikey bir sütun için (T.b. atmosfer); atmosferden ve litosferin üst katmanlarından, hidrosferden (T. B. Dünya atmosfer sistemi) geçen böyle bir sütun için.

T.b. dünya yüzeyi: R + P + F0 + LE = 0, dünya yüzeyinin bir elemanı ile onu çevreleyen uzay arasındaki enerji akışlarının cebirsel toplamıdır. Bu akışlar, emilen kısa dalga güneş ışınımı ile dünya yüzeyinden gelen uzun dalga etkili ışınım arasındaki ışınımsal (veya artık ışınım) R'yi içerir. Pozitif veya negatif radyasyon dengesi çeşitli ısı akışlarıyla telafi edilir. Dünyanın yüzeyi genellikle hava sıcaklığına eşit olmadığından, alttaki yüzey ile atmosfer arasında ısı meydana gelir. Benzer bir ısı akışı F0, dünya yüzeyi ile litosferin veya hidrosferin daha derin katmanları arasında gözlenir. Bu durumda, topraktaki ısı akışı moleküler termal iletkenlik tarafından belirlenirken, rezervuarlarda az çok türbülanslıdır. Bir rezervuarın yüzeyi ile daha derin katmanları arasındaki F0 ısı akışı, belirli bir süre boyunca rezervuarın ısı içeriğindeki değişime ve rezervuardaki akımlar tarafından ısı transferine sayısal olarak eşittir. T.b'de esastır. Dünya yüzeyi genellikle buharlaşma ısısı L ​​başına buharlaşan suyun kütlesi E olarak tanımlanan LE üzerinde ısıya sahiptir. LE değeri dünya yüzeyinin nemlenmesine, sıcaklığına, havanın nemine ve türbülanslı ısı alışverişinin yoğunluğuna bağlıdır. Suyun dünya yüzeyinden atmosfere transferini belirleyen havanın yüzey katmanında.

Denklem T.b. atmosferde: Ra + Lr + P + Fa = DW bulunur.

T.b. atmosfer, radyasyon dengesi Ra'dan oluşur; atmosferdeki suyun faz dönüşümleri sırasında Lr ısısının gelişi veya tüketimi (g - yağış); atmosferin dünya yüzeyiyle türbülanslı ısı alışverişi nedeniyle ısı P'nin girişi veya çıkışı; düzenli atmosferik hareketler ve makrotürbülans ile ilişkili olan, kolonun dikey duvarları boyunca ısı değişiminin neden olduğu Fa ısısının gelişi veya kaybı. Ayrıca T.b denkleminde. Atmosfer, kolonun içindeki ısı içeriğindeki değişimin büyüklüğüne eşit DW içerir.

Denklem T.b. Dünya atmosferi sistemi, T. b denklemlerinin cebirsel toplamına karşılık gelir. dünyanın yüzeyi ve atmosferi. T.'nin bileşenleri b. Dünyanın farklı bölgeleri için dünyanın yüzeyi ve atmosferi, meteorolojik gözlemlerle (aktinometrik istasyonlarda, özel meteoroloji istasyonlarında, dünyanın meteorolojik uydularında) veya klimatolojik hesaplamalarla belirlenir.

T. b bileşenlerinin enlemsel değerleri. okyanuslar, karalar ve Dünya için dünyanın yüzeyi ve T. b. atmosfer, T. b terimlerinin değerlerinin bulunduğu Tablo 1, 2'de verilmiştir. ısının gelişine karşılık geliyorsa pozitif kabul edilir. Bu tablolar ortalama yıllık koşullara atıfta bulunduğundan, atmosferin ve litosferin üst katmanlarının ısı içeriğindeki değişiklikleri karakterize eden terimleri içermezler, çünkü bu koşullar için sıfıra yakındırlar.

Dünya için atmosferle birlikte T. b. tarihinde sunuldu. Atmosferin dış sınırının bir birim yüzey alanı ortalama yaklaşık 250 kcal/cm2'ye eşit bir güneş ışınımı akısı alır, bunun yaklaşık ═'si dünyaya yansıtılır ve yılda 167 kcal/cm2'si Dünya tarafından emilir (Q'lar üzerindeki ok pirinç.). Kısa dalga radyasyonu dünya yüzeyine yılda 126 kcal/cm2'ye ulaşır; Bu miktarın yılda 18 kcal/cm2'si yansıtılmakta, 108 kcal/cm2'si ise dünya yüzeyi tarafından emilmektedir (ok Q). Atmosfer yılda 59 kcal/cm2 kısa dalga radyasyonunu emer; bu, dünyanınkinden çok daha azdır. Dünya yüzeyinin etkili uzun dalga radyasyonu yılda 36 kcal/cm2'dir (ok I), dolayısıyla Dünya yüzeyinin radyasyon dengesi yılda 72 kcal/cm2'dir. Dünya'dan uzaya uzun dalga radyasyonu yılda 167 kcal/cm2'dir (ok Is). Böylece, Dünya yüzeyi yılda yaklaşık 72 kcal/cm2 ışınım enerjisi alır; bu enerjinin bir kısmı suyun buharlaşmasına harcanır (LE dairesi) ve bir kısmı da türbülanslı ısı transferi (ok P) yoluyla atmosfere geri döner.

Masa 1. - Dünya yüzeyinin ısı dengesi, kcal/cm2 yıl

Dereceler

Ortalama olarak Dünya

R══════LE ═════════Р════Fo

R══════LE══════Р

═R════LE═══════Р═════F0

70-60 kuzey enlemi

0-10 güney enlemi

Bir bütün olarak Dünya

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.'nin bileşenleri hakkındaki veriler b. klimatoloji, kara hidrolojisi ve oşinoloji alanlarında birçok problemin geliştirilmesinde kullanılmaktadır; iklim teorisinin sayısal modellerini doğrulamak ve bu modellerin kullanılmasının sonuçlarını ampirik olarak test etmek için kullanılırlar. T. b. büyük oyna

Dünyanın termobarik alanı kavramı

Radyasyon dengesindeki mevsimsel dalgalanmalar

Dünyanın radyasyon rejimindeki mevsimsel dalgalanmalar genellikle Dünyanın Güneş etrafındaki yıllık dönüşü sırasında kuzey ve güney yarımkürelerin radyasyonundaki değişikliklere karşılık gelir.

Ekvator bölgesinde Güneş ısısında mevsimsel dalgalanmalar yoktur: hem Aralık hem de Temmuz aylarında radyasyon dengesi karada 6-8 kcal/cm2, denizde ise ayda 10-12 kcal/cm2'dir.

Tropikal bölgelerde Mevsimsel dalgalanmalar zaten oldukça net bir şekilde ifade ediliyor. Kuzey Yarımküre'de (Kuzey Afrika, Güney Asya ve Orta Amerika) radyasyon dengesi Aralık ayında 2-4 kcal/cm2, Haziran ayında ise ayda 6-8 kcal/cm2'dir. Aynı tablo Güney Yarımküre'de de gözleniyor: Radyasyon dengesi Aralık'ta (yaz) daha yüksek, Haziran'da (kış) daha düşük.

Ilıman bölge boyunca Aralık ayında subtropiklerin kuzeyinde (sıfır denge çizgisi Fransa'dan geçer, Orta Asya ve Hokkaido adası) denge negatiftir. Haziran ayında, Kuzey Kutup Dairesi yakınlarında bile radyasyon dengesi ayda 8 kcal/cm2'dir. Radyasyon dengesinin en büyük genliği kıtasal Kuzey Yarımkürenin karakteristiğidir.

Troposferin termal rejimi hem güneş ısısının akışı hem de dinamikler tarafından belirlenir. hava kütleleri sıcağın ve soğuğun iletimini gerçekleştirir. Öte yandan, havanın hareketi, ekvator ve kutup enlemleri ile okyanuslar ve kıtalar arasındaki sıcaklık gradyanından (birim mesafe başına sıcaklıktaki düşüş) kaynaklanır. Bu karmaşık dinamik süreçlerin sonucunda Dünya'nın termobarik alanı oluştu. Her iki unsuru da - sıcaklık ve basınç - o kadar birbirine bağlıdır ki coğrafyada Dünya'nın tek bir termobarik alanından bahsetmek gelenekseldir.

Dünyanın yüzeyinden alınan ısı, atmosfer ve hidrosfer tarafından dönüştürülür ve yeniden dağıtılır. Isı esas olarak buharlaşma, türbülanslı ısı değişimi ve kara ile okyanus arasındaki ısının yeniden dağıtımı için harcanır.

En fazla ısı, okyanuslardan ve kıtalardan suyun buharlaşması için harcanır. Okyanusların tropikal enlemlerinde buharlaşma için yılda yaklaşık 100-120 kcal/cm2 harcanır ve yılda 140 kcal/cm2'ye kadar sıcak akıntıların olduğu su alanlarında bu, 2 m su tabakasının buharlaşmasına karşılık gelir. kalın. Ekvator kuşağında buharlaşmaya önemli ölçüde daha az enerji harcanır, yani yılda yaklaşık 60 kcal/cm2; bu, bir metrelik su tabakasının buharlaşmasına eşdeğerdir.

Kıtalarda buharlaşma nedeniyle en fazla ısı kaybı, nemli iklime sahip ekvator bölgesinde meydana gelir. Tropikal enlemlerde buharlaşmanın ihmal edilebilir düzeyde olduğu çöller vardır. Ilıman enlemlerde okyanuslarda buharlaşma nedeniyle oluşan ısı kaybı karadakinden 2,5 kat daha fazladır. Okyanus yüzeyi, üzerine düşen radyasyonun %55 ila %97'sini emer. Tüm gezegende güneş radyasyonunun %80'i buharlaşmaya, yaklaşık %20'si ise türbülanslı ısı değişimine harcanır.

Suyun buharlaşması için harcanan ısı, buharın yoğunlaşması sırasında gizli buharlaşma ısısı şeklinde atmosfere aktarılır. Bu işlem havanın ısıtılmasında ve hava kütlelerinin hareket ettirilmesinde önemli bir rol oynar.

Ekvator enlemleri, troposferin tamamı için su buharının yoğunlaşmasından maksimum miktarda ısı alır - yılda yaklaşık 100-140 kcal/cm2. Bunun nedeni buraya kabul edilmenizdir büyük miktar tropik sulardan gelen alize rüzgarları ve ekvatorun üzerinde yükselen havanın getirdiği nem. Kuru tropikal enlemlerde, buharlaşmanın gizli ısısının miktarı doğal olarak ihmal edilebilir düzeydedir: kıtasal çöllerde yılda 10 kcal/cm2'den az ve okyanuslarda yılda yaklaşık 20 kcal/cm2. Su, atmosferin termal ve dinamik rejiminde belirleyici bir rol oynar.

Radyasyon ısısı aynı zamanda türbülanslı hava ısı değişimi yoluyla atmosfere de girer. Hava, zayıf bir ısı iletkenidir, bu nedenle moleküler termal iletkenlik, atmosferin yalnızca küçük (birkaç metre) alt katmanına ısıtma sağlayabilir. Troposfer türbülanslı, jet, girdap karışımıyla ısıtılır: dünyaya bitişik alt katmanın havası ısıtılır, jetler halinde yükselir ve onun yerine üst soğuk hava alçalır ve bu da ısınır. Böylece ısı topraktan havaya, bir katmandan diğerine hızla aktarılır.

Türbülanslı ısı akışı kıtalarda daha fazla, okyanuslarda ise daha azdır. Tropikal çöllerde maksimum değerine yılda 60 kcal/cm2'ye kadar ulaşır, ekvator ve subtropikal bölgelerde 30-20 kcal/cm2'ye, ılıman bölgelerde ise yılda 20-10 kcal/cm2'ye düşer. Açık daha büyük alan Okyanuslarda, atmosfere yılda yaklaşık 5 kcal/cm2 su salınır ve yalnızca kutup altı enlemlerde Gulf Stream ve Kuroshivo'dan gelen hava yılda 20-30 kcal/cm2'ye kadar ısı alır.

Gizli buharlaşma ısısının aksine, türbülanslı akış atmosfer tarafından zayıf bir şekilde tutulur. Çöllerde yukarıya doğru iletilir ve dağılır, bu nedenle çöl bölgeleri atmosferin soğuduğu alanlar olarak işlev görür.

Kıtaların termal rejimi ile bağlantılı olarak coğrafi konum farklı. Kuzey kıtalarında buharlaşma için ısı tüketimi, ılıman bölgedeki konumlarına göre belirlenir; Afrika ve Avustralya'da - önemli bölgelerinin kuraklığı. Tüm okyanuslarda ısının büyük bir kısmı buharlaşma nedeniyle kaybedilir. Daha sonra bu ısının bir kısmı kıtalara aktarılarak yüksek enlemlerin iklimini ısıtır.

Kıtaların ve okyanusların yüzeyi arasındaki ısı alışverişinin analizi, aşağıdaki sonuçları çıkarmamızı sağlar:

1. Her iki yarım kürenin ekvator enlemlerinde atmosfer, ısınan okyanuslardan yılda 40 kcal/cm2'ye kadar ısı alır.

2. Kıtasal tropik çöllerden atmosfere neredeyse hiç ısı girmez.

3. Sıfır denge çizgisi 40 0 ​​enlemine yakın subtropiklerden geçiyor.

4. Ilıman enlemlerde radyasyon yoluyla ısı tüketimi emilen radyasyondan daha fazladır; bu, ılıman enlemlerdeki iklimsel hava sıcaklığının güneş tarafından değil, advektif (düşük enlemlerden getirilen) ısı tarafından belirlendiği anlamına gelir.

5. Dünya-Atmosferin radyasyon dengesi ekvator düzlemine göre simetrik değildir: kuzey yarımkürenin kutup enlemlerinde 60'a ulaşır ve karşılık gelen güney enlemlerinde - yılda yalnızca 20 kcal/cm2; ısı kuzey yarımküreye güneye göre yaklaşık 3 kat daha yoğun bir şekilde aktarılır. Dünya-atmosfer sisteminin dengesi hava sıcaklığını belirler.

8.16 “Okyanus-atmosfer-kıtalar” sisteminin etkileşimi sırasında atmosferin ısınması ve soğuması.

Güneş ışınlarının hava tarafından emilmesi, troposferin alt kilometre katmanına 0,1 0 C'den fazla ısı sağlamaz. Atmosfer, ısısının 1/3'ünden fazlasını doğrudan Güneş'ten almaz ve 2/3'ünü dünya yüzeyinden ve her şeyden önce, ısıyı yerkürenin yüzeyinden buharlaşan su buharı yoluyla kendisine aktaran hidrosferden emer. su kabuğu.

güneş ışınları Gezegenin gaz kabuğunu geçtikten sonra, dünya yüzeyinin çoğu yerinde suyla karşılaşırlar: okyanuslarda, rezervuarlarda ve bataklıklarda, nemli toprakta ve bitkilerin yapraklarında. Güneş ışınımının termal enerjisi öncelikle buharlaşmaya harcanır. Birim buharlaşan su başına harcanan ısı miktarına gizli buharlaşma ısısı denir. Buhar yoğunlaştığında buharlaşma ısısı havaya girer ve onu ısıtır.

Güneş ısısının su kütleleri tarafından emilmesi, toprağın ısıtılmasından farklıdır. Suyun ısı kapasitesi toprağınkinden yaklaşık 2 kat daha fazladır. Aynı miktarda ısı ile su, topraktan iki kat daha zayıf ısınır. Soğutma sırasında ilişki tersine döner. Soğuk bir hava kütlesi sıcak okyanus yüzeyine nüfuz ederse, ısı 5 km'ye kadar bir katmana nüfuz eder. Troposferin ısınması, gizli buharlaşma ısısından kaynaklanmaktadır.

Türbülanslı hava karışımı (düzensiz, düzensiz, kaotik), yoğunluğu ve yönü arazinin doğasına ve hava kütlelerinin gezegensel dolaşımına bağlı olan konveksiyon akımları yaratır.

Adyabatik süreç kavramı. Havanın termal rejiminde önemli bir rol adyabatik sürece aittir.

Adyabatik süreç kavramı. Kritik Rol atmosferin termal rejiminde adyabatik sürece aittir. Havanın adyabatik olarak ısıtılması ve soğutulması, diğer ortamlarla ısı alışverişi yapılmadan tek bir kütle halinde gerçekleşir.

Hava, troposferin üst veya orta katmanlarından veya dağların yamaçları boyunca indiğinde, seyrekleşmiş katmanlardan daha yoğun katmanlara girer, gaz molekülleri yaklaşır, çarpışmaları yoğunlaşır ve hava moleküllerinin hareketinin kinetik enerjisi ısıya dönüşür. . Hava, diğer hava kütlelerinden veya dünya yüzeyinden ısı almadan ısınır. Adyabatik ısınma, örneğin tropik bölgelerde, çöllerde ve aynı enlemlerdeki okyanuslarda meydana gelir. Havanın adyabatik ısınmasına kuruması eşlik eder (bu, tropik bölgede çöl oluşumunun ana nedenidir).

Yükselen akıntılarda hava adyabatik olarak soğutulur. Yoğun alt troposferden seyrekleşmiş orta ve üst troposfere yükselir. Aynı zamanda yoğunluğu azalır, moleküller birbirinden uzaklaşır, daha az çarpışır, termal enerji Isıtılmış bir yüzeyden hava ile alınan kinetik hale gelir ve gazı genişletmek için mekanik çalışmaya harcanır. Bu, yükseldikçe havanın soğumasını açıklar.

Kuru hava adyabatik olarak her 100 m'lik yükselişte 1 0 C kadar soğur; bu adyabatik bir süreçtir. Ancak doğal hava, yoğunlaştığında ısı açığa çıkaran su buharı içerir. Bu nedenle aslında sıcaklık 100 metrede 0,6 0 C (veya 1 km yükseklikte 6 0 C) düşer. Bu ıslak adyabatik bir süreçtir.

Aşağı inerken, nem yoğunlaşması meydana gelmediğinden ve gizli buharlaşma ısısı açığa çıkmadığından hem kuru hem de nemli hava eşit şekilde ısınır.

Arazinin termal rejiminin en açık tipik özellikleri çöllerde kendini gösterir: Güneş ışınımının büyük bir kısmı ışık yüzeylerinden yansıtılır, ısı buharlaşmaya harcanmaz ve kuru toprağı ısıtmak için kullanılır. kayalar. Gündüzleri havayı yüksek sıcaklıklara ısıtırlar. Kuru havada ısı tutulmaz ve üst atmosfere ve gezegenler arası boşluğa serbestçe yayılır. Gezegensel ölçekte çöller aynı zamanda atmosfer için serinletici pencereler görevi de görüyor.