TOPLOTNI BILANS ZEMLJE
bilans Zemlje, odnos prihoda i potrošnje energije (radijantne i termalne) na površini zemlje, u atmosferi i sistemu Zemlja-atmosfera. Glavni izvor energije za ogromnu većinu fizičkih, hemijskih i bioloških procesa u atmosferi, hidrosferi i gornjim slojevima litosfere je sunčevo zračenje; prema tome, distribucija i odnos komponenti T. b. karakteriziraju njegove transformacije u ovim školjkama.
T. b. su privatne formulacije zakona održanja energije i sastavljene su za dio Zemljine površine (T. b. Zemljine površine); za vertikalni stub koji prolazi kroz atmosferu (T. b. atmosfera); za isti stub koji prolazi kroz atmosferu i gornje slojeve litosfere ili hidrosfere (T. b. sistem Zemlja-atmosfera).
Jednačina T. b. Zemljina površina: R + P + F0 + LE 0 je algebarski zbir tokova energije između elementa zemljine površine i okolnog prostora. Ovi tokovi uključuju radijacioni balans (ili zaostalo zračenje) R - razliku između apsorbovanog kratkotalasnog sunčevog zračenja i dugotalasnog efektivnog zračenja sa zemljine površine. Pozitivna ili negativna vrijednost bilansa zračenja kompenzira se s nekoliko toplinskih tokova. Pošto temperatura zemljine površine obično nije jednaka temperaturi vazduha, između donje površine i atmosfere nastaje toplotni tok P. Sličan toplotni tok F 0 primećuje se između zemljine površine i dubljih slojeva litosfere ili hidrosfere. U ovom slučaju, toplotni tok u tlu je određen molekularnom toplotnom provodljivošću, dok u vodnim tijelima prijenos topline u pravilu ima turbulentni karakter u većoj ili manjoj mjeri. Toplotni tok F 0 između površine rezervoara i njegovih dubljih slojeva numerički je jednak promjeni toplotnog sadržaja rezervoara u datom vremenskom intervalu i prijenosu topline strujama u rezervoaru. Bitna vrijednost u T. b. površina zemljine površine obično ima potrošnju toplote za isparavanje LE, koja se definiše kao umnožak mase isparene vode E i toplote isparavanja L. Vrednost LE zavisi od vlaženja zemljine površine, njene temperature , vlažnost vazduha i intenzitet turbulentnog prenosa toplote u površinskom sloju vazduha, koji određuje brzinu prenosa vodene pare sa zemljine površine u atmosferu.
Jednačina T. b. atmosfera ima oblik: Ra + Lr + P + Fa D W.
T. b. atmosfera se sastoji od njenog radijacionog balansa R a ; ulaz ili izlaz toplote Lr tokom faznih transformacija vode u atmosferi (r je zbir padavina); dolazak ili potrošnja toplote P, usled turbulentne razmene toplote atmosfere sa zemljinom površinom; dolazak ili potrošnja toplote F a, uzrokovana izmjenom topline kroz vertikalnih zidova stupa, koji je povezan s uređenim kretanjima atmosfere i makroturbulencijom. Osim toga, u jednačini T. b. atmosfera uključuje termin DW, jednak promjeni toplotnog sadržaja unutar kolone.
Jednačina T. b. sistemi Zemlja - atmosfera odgovara algebarskom zbiru članova jednačina T. b. zemljine površine i atmosfere. Komponente T. b. Zemljina površina i atmosfera za različite regije globusa određuju se meteorološkim osmatranjima (na aktinometrijskim stanicama, na posebnim stanicama na nebu i na Zemljinim meteorološkim satelitima) ili klimatološkim proračunima.
Prosječna vrijednost geografske širine komponenti T. b. Zemljina površina za okeane, kopno i Zemlju, i T. b. atmosfere su date u tabelama 1, 2, gdje su vrijednosti članova T. b. smatraju se pozitivnim ako odgovaraju dolasku topline. S obzirom da se ove tabele odnose na prosječne godišnje uslove, one ne uključuju pojmove koji karakterišu promjene toplotnog sadržaja atmosfere i gornjih slojeva litosfere, jer su za ove uslove blizu nule.
Za Zemlju kao planetu, zajedno sa atmosferom, shema T. b. prikazano na sl. Tok sunčevog zračenja u prosjeku iznosi oko 250 kcal/cm 2 godišnje po jedinici površine vanjske granice atmosfere, od čega Zemlja apsorbuje oko 167 kcal/cm 2 godišnje (strelica Q s na Sl. ). Zemljina površina dostiže kratkotalasno zračenje, jednako 126 kcal / cm 2 godišnje; 18 kcal/cm 2 godišnje ove količine se reflektuje, a 108 kcal/cm 2 godišnje se apsorbuje na površini zemlje (strelica Q). Atmosfera apsorbuje 59 kcal/cm 2 godišnje kratkotalasnog zračenja, odnosno mnogo manje od površine zemlje. Efektivna dugotalasna radijacija Zemljine površine iznosi 36 kcal/cm 2 godišnje (strelica I), tako da je radijacioni bilans Zemljine površine 72 kcal/cm 2 godišnje. Dugotalasno zračenje Zemlje u svjetski prostor iznosi 167 kcal/cm 2 godišnje (strelica Is). Dakle, Zemljina površina prima oko 72 kcal/cm 2 godišnje energije zračenja, koja se dijelom troši na isparavanje vode (krug LE), a dijelom se vraća u atmosferu turbulentnim prijenosom topline (strelica P).
Tab. jedan . - Toplotni bilans zemljine površine, kcal/cm 2 god
Geografska širina, stepeni
Zemljin prosjek
70-60 sjeverne geografske širine
0-10 južne geografske širine
Zemlja kao celina
Podaci o komponentama T. b. koriste se u razvoju mnogih problema klimatologije, kopnene hidrologije i oceanologije; koriste se za potkrepljivanje numeričkih modela teorije klime i za empirijski provjeru rezultata primjene ovih modela. Materijali o T. b. igraju važnu ulogu u proučavanju klimatskih promjena, koriste se i u proračunima isparavanja sa površine riječnih slivova, jezera, mora i okeana, u proučavanju energetskog režima morskih struja, za proučavanje snježnih i ledenih pokrivača. , u fiziologiji biljaka za proučavanje transpiracije i fotosinteze, u fiziologiji životinja za proučavanje termičkog režima živih organizama. Podaci o T. b. također su korišteni za proučavanje geografskog zoniranja u radovima sovjetskog geografa A. A. Grigorijeva.
Tab. 2. - Toplotni bilans atmosfere, kcal/cm2 god
Geografska širina, stepeni
70-60 sjeverne geografske širine
0-10 južne geografske širine
Zemlja kao celina
Lit.: Atlas toplotni bilans globus, ur. M. I. Budyko, Moskva, 1963. Budyko M.I., Klima i život, L., 1971; Grigoriev A. A., Obrasci strukture i razvoja geografskog okruženja, M., 1966.
M. I. Budyko.
Velika sovjetska enciklopedija, TSB. 2012
Koncept termobaričkog polja Zemlje
Sezonske fluktuacije u bilansu zračenja
Sezonske fluktuacije u radijacijskom režimu Zemlje u cjelini odgovaraju promjenama u ekspoziciji sjeverne i južne hemisfere tokom godišnje revolucije Zemlje oko Sunca.
U ekvatorijalnom pojasu nema sezonskih kolebanja sunčeve topline: i u decembru i u julu radijacijski bilans je 6-8 kcal/cm 2 na kopnu i 10-12 kcal/cm 2 na moru mjesečno.
U tropskim zonama sezonske fluktuacije su već prilično jasno izražene. Na sjevernoj hemisferi - u sjevernoj Africi, južnoj Aziji i Centralnoj Americi - u decembru je radijacijska ravnoteža 2-4 kcal / cm 2, au junu 6-8 kcal / cm 2 mjesečno. Ista slika je uočena i na južnoj hemisferi: bilans zračenja je veći u decembru (ljeto), niži u junu (zima).
U cijelom umjerenom pojasu u decembru sjeverno od suptropskih područja (linija nulte ravnoteže prolazi kroz Francusku, Centralna Azija i ostrvo Hokaido) saldo je negativan. U junu, čak i blizu arktičkog kruga, radijacijski bilans je 8 kcal/cm2 mjesečno. Najveća amplituda radijacijske ravnoteže karakteristična je za kontinentalnu sjevernu hemisferu.
Toplotni režim troposfere određen je kako prilivom sunčeve topline, tako i dinamikom zračnih masa, koje vrše advekciju topline i hladnoće. S druge strane, samo kretanje zraka uzrokovano je temperaturnim gradijentom (padom temperature po jedinici udaljenosti) između ekvatorijalnih i polarnih širina i između okeana i kontinenata. Kao rezultat ovih složenih dinamičkih procesa nastalo je termobarično polje Zemlje. Oba njegova elementa - temperatura i pritisak - toliko su međusobno povezani da je u geografiji uobičajeno govoriti o jednom termobaričnom polju Zemlje.
Toplota koju prima Zemljina površina pretvara se i redistribuira u atmosferi i hidrosferi. Toplota se uglavnom troši na isparavanje, turbulentnu izmjenu topline i na preraspodjelu topline između kopna i oceana.
Najveći broj toplota se troši na isparavanje vode iz okeana i kontinenata. U tropskim geografskim širinama okeana, isparavanje troši otprilike 100-120 kcal / cm 2 godišnje, a u vodenim područjima sa toplim strujama do 140 kcal / cm 2 godišnje, što odgovara isparavanju 2 m debelog sloja vode. . U ekvatorijalnom pojasu na isparavanje se troši mnogo manje energije, odnosno otprilike 60 kcal / cm 2 godišnje; ovo je ekvivalentno isparavanju sloja vode od jednog metra.
Na kontinentima, maksimalna potrošnja toplote za isparavanje javlja se u ekvatorijalnoj zoni sa vlažnom klimom. U tropskim geografskim širinama kopna postoje pustinje sa zanemarljivim isparavanjem. U umjerenim geografskim širinama trošak topline za isparavanje u oceanima je 2,5 puta veći nego na kopnu. Površina okeana upija od 55 do 97% sve radijacije koja pada na nju. Na cijeloj planeti 80% sunčevog zračenja troši se na isparavanje, a oko 20% na turbulentni prijenos topline.
Toplota koja se troši na isparavanje vode prenosi se u atmosferu tokom kondenzacije pare u obliku latentne toplote isparavanja. Ovaj proces igra glavnu ulogu u zagrijavanju zraka i kretanju zračnih masa.
Maksimalnu količinu topline za cijelu troposferu iz kondenzacije vodene pare primaju ekvatorijalne širine - otprilike 100-140 kcal / cm 2 godišnje. To je zbog priliva ogromne količine vlage koju ovamo donose pasati iz tropskih voda i izdizanja zraka iznad ekvatora. U suhim tropskim geografskim širinama, količina latentne topline isparavanja je prirodno zanemarljiva: manje od 10 kcal/cm2 godišnje u kontinentalnim pustinjama i oko 20 kcal/cm2 godišnje iznad okeana. Voda igra odlučujuću ulogu u termičkom i dinamičkom režimu atmosfere.
Radijativna toplota takođe ulazi u atmosferu kroz turbulentnu razmenu toplote vazduha. Vazduh je loš provodnik toplote, stoga molekularna toplotna provodljivost može da obezbedi zagrevanje samo malog (nekoliko metara) nižeg sloja atmosfere. Troposfera se zagreva turbulentnim, mlaznim, vrtložnim mešanjem: vazduh donjeg sloja koji se nalazi pored zemlje se zagreva, diže u mlazovima, a gornji hladni vazduh se spušta na njegovo mesto, koji se takođe zagreva. Na taj način se toplota brzo prenosi sa tla na vazduh, sa jednog sloja na drugi.
Turbulentni toplotni tok je veći nad kontinentima, a manji nad okeanima. Maksimalnu vrijednost dostiže u tropskim pustinjama, do 60 kcal / cm 2 godišnje, u ekvatorijalnim i suptropskim zonama smanjuje se na 30-20 kcal / cm 2, au umjerenim - 20-10 kcal / cm 2 godišnje. Na veća površina voda oceana daje atmosferi oko 5 kcal / cm 2 godišnje, a samo u subpolarnim geografskim širinama zrak iz Golfske struje i Kurošiva dobiva toplinu do 20-30 kcal / cm 2 godišnje.
Za razliku od latentne topline isparavanja, turbulentno strujanje slabo zadržava atmosfera. Preko pustinja se prenosi prema gore i raspršuje, zbog čega pustinjske zone djeluju kao područja hlađenja atmosfere.
Termički režim kontinenata u vezi sa njihovim geografska lokacija drugačije. Cijena topline za isparavanje na sjevernim kontinentima određena je njihovim položajem u umjerenom pojasu; u Africi i Australiji - aridnost njihovih velikih područja. U svim okeanima, ogroman dio topline se troši na isparavanje. Tada se dio ove topline prenosi na kontinente i izolira klimu visokih geografskih širina.
Analiza prijenosa topline između površine kontinenata i okeana omogućava nam da izvučemo sljedeće zaključke:
1. Na ekvatorijalnim geografskim širinama obje hemisfere, atmosfera prima toplinu od zagrijanih okeana do 40 kcal / cm 2 godišnje.
2. Skoro nikakva toplota ne ulazi u atmosferu iz kontinentalnih tropskih pustinja.
3. Linija nulte ravnoteže prolazi kroz suptrope, blizu 40 0 geografske širine.
4. U umerenim geografskim širinama, potrošnja toplote radijacijom je veća od apsorbovanog zračenja; to znači da je klimatska temperatura zraka umjerenih geografskih širina određena ne sunčevom, već advektivnom (donesenom sa niskih geografskih širina) toplinom.
5. Radijacijska ravnoteža Zemljine atmosfere je nesimetrična u odnosu na ekvatorijalnu ravan: na polarnim geografskim širinama sjeverne hemisfere dostiže 60, au odgovarajućim južnim geografskim širinama - samo 20 kcal/cm 2 godišnje; toplota se prenosi na sjevernu hemisferu intenzivnije nego na južnu, otprilike 3 puta. Ravnoteža sistema Zemlja-atmosfera određuje temperaturu vazduha.
8.16 Zagrijavanje i hlađenje atmosfere u procesu interakcije sistema "okean-atmosfera-kontinent"
Apsorpcija sunčevih zraka zrakom ne daje više od 0,1 0 C topline donjem kilometarskom sloju troposfere. Atmosfera ne prima više od 1/3 toplote direktno od Sunca, a apsorbuje 2/3 sa zemljine površine i, pre svega, iz hidrosfere, koja joj prenosi toplotu preko vodene pare isparene sa površine Zemlje. vodena školjka.
Sunčeve zrake koje su prošle kroz gasni omotač planete susreću se s vodom na većini mjesta na površini zemlje: na okeanima, u vodenim tijelima i kopnenim močvarama, u vlažnom tlu i u lišću biljaka. Toplotna energija sunčevog zračenja se prvenstveno troši na isparavanje. Količina topline koja se troši po jedinici vode koja isparava naziva se latentna toplina isparavanja. Kada se para kondenzuje, toplota isparavanja ulazi u vazduh i zagreva ga.
Asimilacija sunčeve topline vodenim tijelima razlikuje se od zagrijavanja zemljišta. Toplotni kapacitet vode je oko 2 puta veći od toplotnog kapaciteta tla. Uz istu količinu topline, voda se zagrijava dvostruko slabije od tla. Prilikom hlađenja, odnos je obrnut. Ako hladna zračna masa prodire u toplu površinu oceana, tada toplina prodire u sloj do 5 km. Zagrijavanje troposfere je posljedica latentne topline isparavanja.
Turbulentno miješanje zraka (nasumično, neravnomjerno, haotično) stvara konvekcijske struje čiji intenzitet i smjer zavise od prirode terena i planetarne cirkulacije zračnih masa.
Koncept adijabatskog procesa. Važna uloga u toplotnom režimu vazduha pripada adijabatskom procesu.
Koncept adijabatskog procesa. Najvažnija uloga u termičkom režimu atmosfere pripada adijabatskom procesu. Adijabatsko zagrevanje i hlađenje vazduha odvija se u istoj masi, bez razmene toplote sa drugim medijima.
Kada se zrak spušta iz gornjih ili srednjih slojeva troposfere ili duž obronaka planina, ulazi u gušće slojeve iz razrijeđenih slojeva, molekule plina se približavaju jedna drugoj, njihovi sudari se pojačavaju, a kinetička energija kretanja molekula zraka pretvara se u toplinu. . Vazduh se zagreva bez primanja toplote ni od drugih vazdušnih masa ni od zemljine površine. Adijabatsko zagrijavanje se događa, na primjer, u tropskoj zoni, iznad pustinja i okeana na istim geografskim širinama. Adijabatsko zagrijavanje zraka je praćeno njegovim sušenjem (tj glavni razlog formiranje pustinja u tropima).
U uzlaznim strujama, vazduh se adijabatski hladi. Od guste donje troposfere uzdiže se do razrijeđene srednje i gornje troposfere. Istovremeno, njegova gustoća se smanjuje, molekule se udaljavaju jedna od druge, rjeđe se sudaraju, toplinska energija koju zrak prima sa zagrijane površine pretvara se u kinetičku energiju, troši se na mehanički rad za ekspanziju gasa. Ovo objašnjava hlađenje vazduha dok se diže.
Suvi vazduh se adijabatski hladi za 1 0 C na 100 m nadmorske visine, ovo je adijabatski proces. Međutim, prirodni zrak sadrži vodenu paru, koja se kondenzira i oslobađa toplinu. Dakle, u stvari, temperatura pada za 0,6 0 C na 100 m (ili 6 0 C na 1 km visine). Ovo je mokri adijabatski proces.
Prilikom spuštanja, i suhi i vlažni zrak se zagrijavaju podjednako, jer u tom slučaju ne dolazi do kondenzacije vlage i ne oslobađa se latentna toplina isparavanja.
Tipične karakteristike termičkog režima kopna najjasnije se očituju u pustinjama: veliki dio sunčevog zračenja odbija se od njihove svijetle površine, toplina se ne troši na isparavanje, već ide na zagrijavanje suhih stijena. Iz njih se tokom dana zrak zagrijava do visoke temperature. U suhom zraku toplina se ne zadržava i slobodno se zrači u gornju atmosferu i međuplanetarni prostor. Pustinje takođe služe kao rashladni prozori za atmosferu na planetarnoj skali.
Razlika između apsorbovanog sunčevog zračenja i efektivnog zračenja je bilans zračenja, odnosno zaostalo zračenje zemljine površine (B). Ravnoteža zračenja, usrednjena po celoj površini Zemlje, može se zapisati kao formula B = Q * (1 - A) - E eff ili B = Q - R k - E eff. Slika 24 prikazuje približan procenat razne vrste zračenje uključeno u ravnotežu zračenja i topline. Očigledno je da površina Zemlje apsorbuje 47% sveg zračenja koje je stiglo na planetu, a efektivno zračenje je 18%. Dakle, bilans zračenja, prosječan po površini cijele Zemlje, pozitivan je i iznosi 29%.
Rice. 24. Šema ravnoteže zračenja i toplote zemljine površine (prema K. Ya. Kondratievu)
Raspodjela radijacijske ravnoteže po površini zemlje je vrlo složena. Poznavanje obrazaca ove distribucije je izuzetno važno, jer se pod uticajem zaostalog zračenja formira temperaturni režim podloge i troposfere i Zemljine klime u celini. Analiza karata radijacijskog bilansa zemljine površine za godinu (Sl. 25) dovodi do sljedećih zaključaka.
Godišnja suma radijacijskog bilansa Zemljine površine je gotovo svugdje pozitivna, s izuzetkom ledenih visoravni Antarktika i Grenlanda. Njegove godišnje vrijednosti zonsko i redovno se smanjuju od ekvatora do polova u skladu sa glavnim faktorom - ukupnim zračenjem. Štaviše, razlika u vrijednostima ravnoteže zračenja između ekvatora i polova je značajnija od razlike u vrijednostima ukupnog zračenja. Zbog toga je zonalnost radijacijske ravnoteže veoma izražena.
Sljedeća pravilnost radijacijskog bilansa je njegovo povećanje tokom prijelaza sa kopna na okean sa diskontinuitetima i miješanjem izolinija duž obale. Ova karakteristika je bolje izražena u ekvatorijalno-tropskim geografskim širinama i postepeno se izglađuje prema polarnim.Veća ravnoteža zračenja nad okeanima objašnjava se nižim albedom vode, posebno u ekvatorijalno-tropskim širinama, i smanjenom efektivnom radijacijom zbog niža temperatura površine Okeana i značajan sadržaj vlage u vazduhu i oblačnosti.Zbog povećanih vrednosti radijacionog bilansa i velike površine Okeana na planeti (71%), on je taj koji igra vodeću ulogu u termičkom režimu Zemlje, a razlika u ravnoteži zračenja okeana i kontinenata određuje njihov stalan i dubok međusobni uticaj na svim geografskim širinama.
Rice. 25. Bilans zračenja zemljine površine za godinu [MJ / (m 2 X godina)] (prema S. P. Khromov i M. A. Petrosyants)
Sezonske promjene u bilansu zračenja u ekvatorijalno-tropskim geografskim širinama su male (sl. 26, 27). To dovodi do malih oscilacija temperature tokom cijele godine. Dakle, godišnja doba tamo nisu određena hodom temperatura, već godišnjim režimom padavina. U ekstratropskim geografskim širinama dolazi do kvalitativnih promjena bilansa zračenja od pozitivnih do negativnih vrijednosti tokom godine. Ljeti, na ogromnim prostranstvima umjerenih i djelomično visokih geografskih širina, vrijednosti radijacijske ravnoteže su značajne (na primjer, u junu na kopnu blizu arktičkog kruga one su iste kao u tropskim pustinjama) i njegove fluktuacije u geografske širine su relativno male. To se ogleda u temperaturnom režimu i, shodno tome, u slabljenju međulatitudinalne cirkulacije u ovom periodu. Zimi, na velikim prostranstvima, bilans zračenja je negativan: linija nulte radijacijske ravnoteže najhladnijeg mjeseca prolazi preko kopna otprilike duž 40 ° geografske širine, preko okeana - duž 45 °. Različiti termobarični uslovi zimi dovode do aktivacije atmosferskih procesa u umjerenim i suptropskim geografskim širinama. Negativan bilans zračenja zimi u umjerenim i polarnim geografskim širinama djelomično je nadoknađen prilivom topline sa zračnim i vodenim masama iz ekvatorijalno-tropskih širina. Za razliku od niskih geografskih širina u umjerenim i visokim geografskim širinama, godišnja doba određena su prvenstveno toplinskim uslovima koji zavise od radijacijske ravnoteže.
Rice. 26. Radijacijska bilanca zemljine površine za juni [u 10 2 MJ / (m 2 x M es.) |
U planinama svih geografskih širina distribucija radijacijskog bilansa je komplikovana uticajem visine, trajanja snježnog pokrivača, izloženosti padina insolaciji, oblačnosti itd. Generalno, uprkos povećanim vrijednostima ukupne radijacije u planinama , radijacijski bilans je tamo niži zbog albeda snijega i leda, povećanja udjela efektivnog zračenja i drugih faktora.
Zemljina atmosfera ima svoju ravnotežu zračenja. Dolazak radijacije u atmosferu nastaje zbog apsorpcije kratkotalasnog sunčevog zračenja i dugotalasnog zemaljskog zračenja. Zračenje troši atmosfera sa kontra zračenjem, koje je u potpunosti kompenzirano zemaljskim zračenjem, a zbog izlaznog zračenja. Prema ekspertima, radijacioni bilans atmosfere je negativan (-29%).
Uopšteno govoreći, radijacijska ravnoteža Zemljine površine i atmosfere je 0, tj. Zemlja je u stanju radijacijske ravnoteže. Međutim, višak radijacije na Zemljinoj površini i nedostatak istog u atmosferi tjeraju da se postavi pitanje: zašto se pri višku radijacije površina Zemlje ne sagorijeva, a atmosfera se sa svojim nedostatkom ne smrzava na temperaturu od apsolutne nule? Činjenica je da između površine Zemlje i atmosfere (kao i između površinskih i dubokih slojeva Zemlje i vode) postoje neradijativne metode prijenosa topline. Prvi je molekularna toplotna provodljivost i turbulentni prenos toplote (H), pri čemu se atmosfera zagreva i toplota se u njoj preraspoređuje vertikalno i horizontalno. Duboki slojevi zemlje i vode se također zagrijavaju. Druga je aktivna izmjena topline, koja nastaje kada voda prelazi iz jednog faznog stanja u drugo: prilikom isparavanja se toplina apsorbira, a tijekom kondenzacije i sublimacije vodene pare oslobađa se latentna toplina isparavanja (LE).
Upravo neradijativne metode prijenosa topline balansiraju radijacijske ravnoteže zemljine površine i atmosfere, dovodeći oba na nulu i sprječavajući pregrijavanje površine i prehlađenje Zemljine atmosfere. Zemljina površina gubi 24% radijacije kao rezultat isparavanja vode (a atmosfera prima istu količinu uslijed naknadne kondenzacije i sublimacije vodene pare u obliku oblaka i magle) i 5% radijacije kada atmosfera se zagreva sa površine zemlje. Ukupno, to iznosi čak 29% zračenja koje je prekomjerno na površini zemlje i koje nedostaje u atmosferi.
Rice. 27. Bilans zračenja zemljine površine za decembar [u 10 2 MJ / (m 2 x M es.)]
Rice. 28. Komponente toplotnog bilansa zemljine površine tokom dana (prema S. P. Khromovu)
Algebarski zbir svih prihoda i utroška toplote na zemljinoj površini iu atmosferi naziva se toplotni bilans; bilans zračenja je stoga najvažnija komponenta toplotne ravnoteže. Jednačina toplotnog bilansa zemljine površine ima oblik:
B – LE – P±G = 0,
gdje je B bilans zračenja zemljine površine, LE je potrošnja topline za isparavanje (L je specifična toplota isparavanje, £ je masa isparene vode), R je turbulentna izmjena topline između donje površine i atmosfere, G je izmjena topline sa donjom površinom (Sl. 28). Gubitak površinske topline za zagrijavanje aktivnog sloja tokom dana i ljeta gotovo je u potpunosti nadoknađen njegovim vraćanjem iz dubine na površinu noću i zimi, pa je stoga prosječna dugoročna godišnja temperatura gornjih slojeva tla i voda Svjetskog okeana smatra se konstantnom, a G za gotovo svaku površinu može se smatrati jednakim nuli. Stoga, u dugoročnom zaključku, godišnji toplotni bilans površine kopna i Svjetskog okeana troši se na isparavanje i razmjenu topline između donje površine i atmosfere.
Distribucija toplotnog bilansa po površini Zemlje je složenija od radijativne, zbog brojnih faktora koji na nju utiču: oblačnost, padavine, zagrevanje površine itd. Na različitim geografskim širinama vrednosti toplotnog bilansa se razlikuju od 0 u jednom pravcu. ili drugo: na visokim geografskim širinama negativno, a na niskim - pozitivno. Nedostatak topline u sjevernim i južnim polarnim regijama nadoknađuje se njenim prijenosom iz tropskih širina uglavnom uz pomoć okeanske struje i vazdušne mase, čime se uspostavlja termička ravnoteža između različitih geografskih širina zemljine površine.
Toplotni bilans atmosfere zapisuje se na sljedeći način: –B + LE + P = 0.
Očigledno je da međusobno komplementarni termalni režimi Zemljine površine i atmosfere uravnotežuju jedni druge: svo sunčevo zračenje koje ulazi u Zemlju (100%) uravnoteženo je gubitkom Zemljinog zračenja zbog refleksije (30%) i zračenja (70%). , dakle, uopšteno, termički Balans Zemlje, kao i radijacioni, jednak je 0. Zemlja je u radijantnoj i toplotnoj ravnoteži i svako njeno narušavanje može dovesti do pregrevanja ili hlađenja naše planete.
Priroda toplotne ravnoteže i njen energetski nivo određuju karakteristike i intenzitet većine procesa koji se odvijaju u geografskom omotaču, a prije svega termičkog režima troposfere.
Radijacijski bilans se naziva prihod-trošenje energije zračenja koju apsorbuje i emituje donja površina, atmosfera ili sistem zemlja-atmosfera u različitim vremenskim periodima (6, str. 328).
Ulazni dio bilansa radijacije ispod površine R čini direktno sunčevo i difuzno zračenje, kao i atmosfersko protuzračenje koje apsorbira donja površina. Dio potrošnje je određen gubitkom topline zbog unutrašnjeg toplinskog zračenja donje površine (6, str. 328).
Jednačina radijacije:
R=(Q+q) (1-A)+d-
gdje je Q fluks (ili zbir) direktnog sunčevog zračenja, q je tok (ili zbir) difuznog sunčevog zračenja, A je albedo donje površine, tok (ili zbir) atmosferskog protuzračenja, i je fluks (ili zbir) sopstvenog toplotnog zračenja donje površine, e je apsorpcioni kapacitet donje površine (6, str. 328).
Radijacijski bilans zemljine površine za godinu je pozitivan svuda na Zemlji, osim za ledene visoravni Grenlanda i Antarktika (Sl. 5). To znači da je godišnji priliv apsorbovanog zračenja veći od efektivnog zračenja za isto vreme. Ali to uopće ne znači da je Zemljina površina svake godine sve toplija. Višak apsorbovanog zračenja nad zračenjem uravnotežen je prenosom toplote sa zemljine površine u vazduh kroz toplotnu provodljivost i tokom faznih transformacija vode (prilikom isparavanja sa zemljine površine i naknadne kondenzacije u atmosferi).
Shodno tome, za Zemljinu površinu ne postoji radijativna ravnoteža u prijemu i povratku zračenja, ali postoji termička ravnoteža: priliv toplote na zemljinu površinu i radijativnim i neradijativnim putem jednak je njenom povratu istim metode.
Jednačina toplotnog bilansa:
gdje je vrijednost radijacionog toplotnog fluksa R, turbulentni toplotni tok između donje površine i atmosfere je P, toplotni tok između donje površine i donjih slojeva je A, a potrošnja toplote za isparavanje (ili oslobađanje toplote tokom kondenzacija) je LE (L je latentna toplota isparavanja, E je brzina isparavanja ili kondenzacije) (4, str. 7).
U skladu sa prilivom i odlivom toplote u odnosu na podlogu, komponente toplotnog bilansa mogu imati pozitivne ili negativne vrednosti. U dugoročnom zaključku, prosječna godišnja temperatura gornjih slojeva tla i vode Svjetskog okeana smatra se konstantnom. Stoga se vertikalni i horizontalni prijenos topline u tlu iu Svjetskom okeanu u cjelini praktično može izjednačiti sa nulom.
Dakle, u dugoročnom izvođenju, godišnji bilans toplote za kopnenu površinu i Svjetski okean sastoji se od bilansa zračenja, potrošnje toplote za isparavanje i turbulentne razmjene topline između donje površine i atmosfere (sl. 5, 6). Za pojedine dijelove okeana, pored navedenih komponenti toplotnog bilansa, potrebno je uzeti u obzir i prijenos topline morskim strujama.
Rice. 5. Radijacijska bilanca Zemlje i dolazak sunčevog zračenja za godinu
Zemlja prima toplotu apsorbujući kratkotalasnu sunčevu radijaciju u atmosferi, a posebno na zemljinoj površini. Sunčevo zračenje je praktično jedini izvor toplote u sistemu "atmosfera-zemlja". Ostali izvori toplote (toplota koja se oslobađa pri raspadu radioaktivnih elemenata unutar Zemlje, gravitaciona toplota itd.) ukupno daju samo petohiljaditi deo toplote koja ulazi u gornju granicu atmosfere od sunčevog zračenja Dakle i pri sastavljanju toplotnog bilansa jednačina, oni se mogu zanemariti.
Toplota se gubi kratkotalasnim zračenjem napuštajući svetski prostor, reflektujući se od atmosfere Soa i od zemljine površine SOP, a zbog efektivnog zračenja dugotalasnog zračenja Ee od zemljine površine i zračenja atmosfere Ea.
Dakle, na gornjoj granici atmosfere, toplotni bilans Zemlje kao planete sastoji se od radijacionog (radijativnog) prenosa toplote:
SO - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)
gde? Se, promena toplotnog sadržaja sistema "atmosfera - Zemlja" tokom određenog vremenskog perioda?
Razmotrimo termine ove jednačine za godišnji period. Tok sunčevog zračenja na prosječnoj udaljenosti Zemlje od Sunca je približno jednak 42,6-10° J/(m2-godišnje). Od ovog toka, Zemlja prima količinu energije jednaku proizvodu solarne konstante I0 i površine poprečnog presjeka Zemlje pR2, odnosno I0 pR2, gdje je R prosječni polumjer Zemlje. Pod uticajem Zemljine rotacije, ova energija se raspoređuje po celoj površini globusa, jednaka 4pR2. Posljedično, prosječna vrijednost toka sunčevog zračenja na horizontalnu površinu Zemlje, bez uzimanja u obzir njegovog slabljenja atmosferom, iznosi Io rR2/4rR3 = Io/4, odnosno 0,338 kW/m2. godišnje za svaku kvadratnom metru Površina vanjske granice atmosfere prima u prosjeku oko 10,66-109 J, odnosno 10,66 GJ sunčeve energije, odnosno Io = 10,66 GJ/(m2*god).
Razmotrimo stranu rashoda jednačine (1). Sunčevo zračenje koje je stiglo na vanjsku granicu atmosfere dijelom prodire u atmosferu, a djelomično se odbija od atmosfere i zemljine površine u svjetski prostor. Prema najnovijim podacima, prosječni albedo Zemlje procjenjuje se na 33%: to je zbir refleksije od oblaka (26%) i refleksije od donje površine (7:%). Tada je zračenje koje reflektuju oblaci Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 GJ / (m2 * godina), površina zemlje - SOP = 10,66 * 0,07 = 0,75 GJ / (m2 * godina) i uopšte, Zemlja reflektuje 3,52 GJ/ (m2*godina).
Zemljina površina, zagrijana kao rezultat apsorpcije sunčevog zračenja, postaje izvor dugovalnog zračenja koje zagrijava atmosferu. Površina bilo kojeg tijela koje ima temperaturu iznad apsolutne nule neprekidno zrači toplinsku energiju. Zemljina površina i atmosfera nisu izuzetak. Prema Stefan-Boltzmannom zakonu, intenzitet zračenja zavisi od temperature tela i njegove emisivnosti:
E = wT4, (2)
gdje je E intenzitet zračenja, odnosno samozračenje, W/m2; c je emisivnost tijela u odnosu na potpuno crno tijelo, za koje je c = 1; y - Stefanova konstanta - Boltzmann, jednaka 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T je apsolutna tjelesna temperatura.
Vrijednosti u for razne površine u rasponu od 0,89 (glatka vodena površina) do 0,99 (gusta zelena trava). U prosjeku, za Zemljinu površinu, v se uzima jednakim 0,95.
Apsolutne temperature zemljine površine su između 190 i 350 K. Na takvim temperaturama, emitovano zračenje ima talasne dužine od 4-120 mikrona i stoga je sve infracrveno i oko ga ne opaža.
Intrinzično zračenje zemljine površine - E3, izračunato po formuli (2), jednako je 12,05 GJ/(m2*godišnje), što je 1,39 GJ/(m2*godišnje), ili 13% više od sunčevog zračenja koje je stiglo na gornjoj granici atmosfere S0. Ovako veliki povratak radijacije zemljinom površinom doveo bi do njenog naglog hlađenja, da to nije spriječeno procesom apsorpcije sunčevog i atmosferskog zračenja od strane površine zemlje. Infracrveno zemaljsko zračenje, odnosno sopstveno zračenje zemljine površine, u opsegu talasnih dužina od 4,5 do 80 mikrona intenzivno se apsorbuje atmosferskom vodenom parom i samo u opsegu od 8,5 - 11 mikrona prolazi kroz atmosferu i odlazi u svetski svemir. Zauzvrat, atmosferska vodena para također emituje nevidljivo infracrveno zračenje, od čega se većina usmjerava dolje na površinu zemlje, a ostatak odlazi u svjetski svemir. Atmosfersko zračenje koje dolazi na površinu Zemlje naziva se protuzračenje atmosfere.
Od protuzračenja atmosfere, Zemljina površina apsorbira 95% svoje veličine, budući da je, prema Kirchhoffovom zakonu, sjaj tijela jednak njegovoj apsorpciji zračenja. Dakle, kontraradijacija atmosfere je važan izvor toplote za zemljinu površinu pored apsorbovanog sunčevog zračenja. Protuzračenje atmosfere ne može se direktno odrediti i izračunava se indirektnim metodama. Protuzračenje atmosfere koje apsorbuje zemljina površina Eza = 10,45 GJ/(m2*god). U odnosu na S0, on iznosi 98%.
Protuzračenje je uvijek manje od zemaljskog. Zbog toga Zemljina površina gubi toplinu zbog pozitivne razlike između vlastitog i protuzračenja. Razlika između vlastitog zračenja zemljine površine i protuzračenja atmosfere naziva se efektivno zračenje (Ee):
Ee \u003d Ez - Eza (3)
solarna razmena toplote na zemlji
Efektivno zračenje je neto gubitak energije zračenja, a time i topline, sa površine zemlje. Ova toplota koja izlazi u svemir iznosi 1,60 GJ/(m2*god), ili 15% sunčevog zračenja koje je stiglo na gornju granicu atmosfere (strelica E3 na slici 9.1). U umjerenim geografskim širinama, Zemljina površina gubi efektivnim zračenjem oko polovine količine topline koju prima od apsorbovanog zračenja.
Zračenje atmosfere je složenije od zračenja Zemljine površine. Prvo, prema Kirchhoffovom zakonu, energiju emituju samo oni plinovi koji je apsorbiraju, odnosno vodena para, ugljični dioksid i ozon. Drugo, zračenje svakog od ovih gasova ima složen selektivni karakter. Pošto se sadržaj vodene pare smanjuje sa visinom, najjače zračeći slojevi atmosfere leže na visinama od 6-10 km. Dugotalasno zračenje atmosfere u svjetski prostor Ea=5,54 GJ/(m2*god.), što čini 52% priliva sunčevog zračenja na gornju granicu atmosfere. Dugotalasno zračenje zemljine površine i atmosfere koje ulazi u svemir naziva se izlazno zračenje EU. Ukupno je jednako 7,14 GJ/(m2*god), ili 67% priliva sunčevog zračenja.
Zamjenom pronađenih vrijednosti So, Soa, Sop, Ee i Ea u jednačinu (1) dobijamo - ?Sz = 0, tj. izlazno zračenje, zajedno sa reflektovanim i raspršenim kratkotalasnim zračenjem Soz, kompenzuje priliv sunčevog zračenja na Zemlju. Drugim riječima, Zemlja, zajedno sa atmosferom, gubi onoliko radijacije koliko prima, te je stoga u stanju radijacijske ravnoteže.
Termička ravnoteža Zemlje potvrđena je dugoročnim posmatranjem temperature: prosječna temperatura Zemlje malo varira iz godine u godinu i ostaje gotovo nepromijenjena iz jednog dugotrajnog perioda u drugi.
