تعادل حرارتی زمین
تعادل زمین، نسبت درآمد و مصرف انرژی (تابشی و حرارتی) در سطح زمین، در جو و در سیستم زمین-جو. منبع اصلی انرژی برای اکثریت قریب به اتفاق فرآیندهای فیزیکی، شیمیایی و بیولوژیکی در جو، هیدروسفر و لایه‌های فوقانی لیتوسفر تابش خورشید است؛ بنابراین توزیع و نسبت اجزای T.b. تغییرات آن را در این پوسته ها مشخص کنید.
T. b. فرمول‌بندی‌های خصوصی قانون بقای انرژی هستند و برای بخشی از سطح زمین (T. b. سطح زمین) جمع‌آوری شده‌اند. برای یک ستون عمودی که از جو عبور می کند (T. b. اتمسفر)؛ برای همان ستونی که از جو و لایه های بالایی لیتوسفر یا هیدروسفر (T. b. سیستم زمین-اتمسفر) عبور می کند.
معادله T. b. سطح زمین: R + P + F0 + LE 0 مجموع جبری جریان انرژی بین عنصری از سطح زمین و فضای اطراف است. این جریان ها شامل تعادل تابشی (یا تابش باقیمانده) R - تفاوت بین تابش خورشیدی موج کوتاه جذب شده و تابش موثر موج بلند از سطح زمین است. مقدار مثبت یا منفی تراز تشعشعی توسط چندین شار حرارتی جبران می شود. از آنجایی که دمای سطح زمین معمولاً با دمای هوا برابر نیست، یک شار حرارتی P بین سطح زیرین و اتمسفر ایجاد می‌شود. یک شار گرمایی مشابه F 0 بین سطح زمین و لایه‌های عمیق‌تر لیتوسفر یا هیدروسفر مشاهده می‌شود. در این مورد، شار گرما در خاک با هدایت حرارتی مولکولی تعیین می شود، در حالی که در آب، انتقال حرارت، به عنوان یک قاعده، دارای یک شخصیت آشفته به میزان بیشتر یا کمتر است. شار حرارتی F 0 بین سطح مخزن و لایه‌های عمیق‌تر آن از نظر عددی برابر است با تغییر محتوای حرارتی مخزن در یک بازه زمانی معین و انتقال حرارت توسط جریان‌های موجود در مخزن. ارزش اساسی در T. b. سطح سطح زمین معمولاً دارای یک مصرف گرما برای تبخیر LE است که به عنوان حاصلضرب جرم آب تبخیر شده E و گرمای تبخیر L تعریف می شود. مقدار LE به مرطوب شدن سطح زمین و دمای آن بستگی دارد. ، رطوبت هوا و شدت انتقال حرارت متلاطم در لایه هوای سطحی که میزان انتقال بخار آب از سطح زمین به جو را تعیین می کند.
معادله T. b. جو به شکل: Ra + Lr + P + Fa D W است.
T. b. جو از تعادل تشعشعی آن Ra تشکیل شده است. گرمای ورودی یا خروجی Lr در طول تبدیل فاز آب در جو (r مجموع بارش است). ورود یا مصرف گرمای P به دلیل تبادل گرمای متلاطم جو با سطح زمین. ورود یا مصرف گرمای F a، ناشی از تبادل حرارت از طریق دیوارهای عمودیستونی که با حرکات منظم جو و ماکروتوربولانس همراه است. علاوه بر این، در معادله T. b. اتمسفر شامل یک عبارت DW است که برابر با تغییر مقدار گرما در داخل ستون است.
معادله T. b. سیستم های زمین - اتمسفر مطابق با مجموع جبری معادلات T. b. سطح زمین و جو اجزای T. b. سطح و جو زمین برای مناطق مختلف کره زمین توسط مشاهدات هواشناسی (در ایستگاه های اکتینومتری، در ایستگاه های ویژه در آسمان و در ماهواره های هواشناسی زمین) یا با محاسبات آب و هوا تعیین می شود.
میانگین مقادیر عرضی اجزای T. b. سطح زمین برای اقیانوس ها، خشکی و زمین، و T. b. اتمسفرها در جداول 1، 2 آورده شده است، جایی که مقادیر اعضای T. b. اگر با ورود گرما مطابقت داشته باشند، مثبت در نظر گرفته می شوند. از آنجایی که این جداول به میانگین شرایط سالانه اشاره می‌کنند، اصطلاحاتی که تغییرات در محتوای گرمای جو و لایه‌های بالایی لیتوسفر را مشخص می‌کنند را شامل نمی‌شوند، زیرا برای این شرایط آنها نزدیک به صفر هستند.
برای زمین به عنوان یک سیاره، همراه با جو، طرح T. b. نشان داده شده در شکل یک شار تابش خورشیدی برابر با میانگین حدود 250 کیلوکالری بر سانتی‌متر مربع در سال به ازای واحد سطح مرز بیرونی جو است که از این مقدار حدود 167 کیلوکالری بر سانتی‌متر مربع توسط زمین در سال جذب می‌شود (فلش Qs در شکل 2). ). سطح زمین به تابش موج کوتاه، برابر با 126 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال می رسد. 18 کیلو کالری در سانتی متر مربع در سال از این مقدار منعکس می شود و 108 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال جذب سطح زمین می شود (فلش Q). جو در هر سال 59 کیلوکالری بر سانتی متر مربع تابش موج کوتاه را جذب می کند، یعنی بسیار کمتر از سطح زمین. تابش موثر موج بلند سطح زمین 36 کیلوکالری بر سانتی متر مربع در سال است (پیکان I) بنابراین تعادل تابشی سطح زمین 72 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال است. تابش امواج بلند زمین به فضای جهان برابر با 167 کیلوکالری بر سانتی متر مربع در سال است (فلش است). بنابراین، سطح زمین در هر سال حدود 72 کیلوکالری / سانتی متر مربع انرژی تابشی دریافت می کند که تا حدی صرف تبخیر آب می شود (دایره LE) و تا حدی از طریق انتقال حرارت متلاطم به اتمسفر باز می گردد (فلش P).
برگه یکی . - تعادل حرارتی سطح زمین، کیلو کالری / سانتی متر 2 سال
عرض جغرافیایی، درجه
میانگین زمین
70-60 عرض شمالی
0-10 عرض جغرافیایی جنوبی
زمین به عنوان یک کل
داده های مربوط به اجزای T. b. در توسعه بسیاری از مشکلات اقلیم شناسی، هیدرولوژی زمین و اقیانوس شناسی استفاده می شود. از آنها برای اثبات مدل های عددی تئوری آب و هوا و آزمایش تجربی نتایج به کارگیری این مدل ها استفاده می شود. مطالبی در مورد T. b. نقش مهمی در مطالعه تغییرات آب و هوا دارند، همچنین در محاسبات تبخیر از سطح حوضه های رودخانه ها، دریاچه ها، دریاها و اقیانوس ها، در مطالعات رژیم انرژی جریان های دریایی، برای مطالعه پوشش های برف و یخ استفاده می شود. ، در فیزیولوژی گیاهی برای مطالعه تعرق و فتوسنتز، در فیزیولوژی حیوانات برای مطالعه رژیم حرارتی موجودات زنده. اطلاعات مربوط به T. b. همچنین برای مطالعه منطقه بندی جغرافیایی در آثار جغرافیدان شوروی A. A. Grigoriev استفاده شد.
برگه 2. - تعادل حرارتی اتمسفر، کیلوکالری بر سانتی متر مربع سال
عرض جغرافیایی، درجه
70-60 عرض شمالی
0-10 عرض جغرافیایی جنوبی
زمین به عنوان یک کل
متن: اطلس تعادل حرارتیکره زمین، ویرایش. M. I. Budyko. مسکو، 1963. بودیکو M.I.، آب و هوا و زندگی، L.، 1971; گریگوریف A. A.، الگوهای ساختار و توسعه محیط جغرافیایی، M.، 1966.
M. I. بودیکو.
دایره المعارف بزرگ شوروی، TSB. 2012
مفهوم میدان ترموباریک زمین
نوسانات فصلی در تعادل تابش
نوسانات فصلی در رژیم تابش زمین به طور کلی با تغییرات در تابش نیمکره شمالی و جنوبی در طول انقلاب سالانه زمین به دور خورشید مطابقت دارد.
در کمربند استوایی هیچ نوسانات فصلی در گرمای خورشیدی وجود ندارد: هر دو در دسامبر و ژوئیه، تعادل تابش 6-8 کیلو کالری در سانتی متر مربع در خشکی و 10-12 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در دریا در ماه است.
در مناطق گرمسیری نوسانات فصلی در حال حاضر به وضوح بیان شده است. در نیمکره شمالی - در شمال آفریقا، آسیای جنوبی و آمریکای مرکزی - در ماه دسامبر، تعادل تابش 2-4 کیلو کالری / سانتی متر مربع و در ژوئن 6-8 کیلو کالری / سانتی متر مربع در ماه است. همین تصویر در نیمکره جنوبی مشاهده می شود: تعادل تشعشع در دسامبر (تابستان) بیشتر و در ژوئن (زمستان) کمتر است.
در سراسر منطقه معتدل در دسامبر در شمال نیمه گرمسیری (خط تعادل صفر از فرانسه می گذرد، آسیای مرکزیو جزیره هوکایدو) تراز منفی است. در ماه ژوئن، حتی در نزدیکی دایره قطب شمال، تعادل تابش 8 کیلو کالری در سانتی متر مربع در ماه است. بیشترین دامنه تعادل تشعشع مشخصه نیمکره شمالی قاره ای است.
رژیم حرارتی تروپوسفر هم با هجوم گرمای خورشیدی و هم با پویایی توده‌های هوا تعیین می‌شود که فرارفت گرما و سرما را انجام می‌دهند. از سوی دیگر، حرکت هوا به خودی خود ناشی از یک گرادیان دما (کاهش دما در واحد فاصله) بین عرض های جغرافیایی استوایی و قطبی و بین اقیانوس ها و قاره ها است. در نتیجه این فرآیندهای پیچیده دینامیکی، میدان ترموباریک زمین شکل گرفت. هر دو عنصر آن - دما و فشار - به قدری به هم مرتبط هستند که در جغرافیا مرسوم است که از یک میدان گرماباریک زمین صحبت شود.
گرمای دریافتی سطح زمین توسط اتمسفر و هیدروسفر تبدیل و دوباره توزیع می شود. گرما عمدتاً برای تبخیر، مبادله گرمای متلاطم و در توزیع مجدد گرما بین خشکی و اقیانوس صرف می شود.
بیشترین تعدادگرما صرف تبخیر آب از اقیانوس ها و قاره ها می شود. در عرض های جغرافیایی گرمسیری اقیانوس ها، تبخیر تقریباً 100-120 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال مصرف می کند و در مناطق آبی با جریان گرم تا 140 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال، که مربوط به تبخیر لایه آب 2 متر است. ضخیم در کمربند استوایی، انرژی بسیار کمتری برای تبخیر صرف می شود، یعنی تقریباً 60 کیلو کالری در سانتی متر مربع در سال. این معادل تبخیر یک لایه آب یک متری است.
در قاره ها، حداکثر مصرف گرما برای تبخیر در منطقه استوایی با آب و هوای مرطوب آن رخ می دهد. در عرض های جغرافیایی گرمسیری زمین بیابان هایی با تبخیر ناچیز وجود دارد. در عرض های جغرافیایی معتدل، هزینه گرما برای تبخیر در اقیانوس ها 2.5 برابر بیشتر از خشکی است. سطح اقیانوس بین 55 تا 97 درصد از تمام تشعشعات تابیده شده بر روی آن را جذب می کند. در کل سیاره، 80 درصد تابش خورشیدی صرف تبخیر و حدود 20 درصد برای انتقال حرارت آشفته می شود.
گرمای صرف شده برای تبخیر آب در حین تراکم بخار به صورت گرمای نهان تبخیر به جو منتقل می شود. این فرآیند نقش عمده ای در گرم کردن هوا و حرکت توده های هوا دارد.
حداکثر مقدار گرما برای کل تروپوسفر از تراکم بخار آب توسط عرض های جغرافیایی استوایی دریافت می شود - تقریباً 100-140 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال. این به دلیل هجوم مقدار زیادی از رطوبت است که توسط بادهای تجاری از آبهای گرمسیری و بالا آمدن هوا به بالای خط استوا به اینجا آورده شده است. در عرض های جغرافیایی خشک استوایی، مقدار گرمای نهان تبخیر به طور طبیعی ناچیز است: کمتر از 10 کیلو کالری در سانتی متر مربع در سال در بیابان های قاره ای و حدود 20 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال در اقیانوس ها. آب نقش تعیین کننده ای در رژیم حرارتی و دینامیکی جو دارد.
گرمای تشعشعی نیز از طریق تبادل حرارتی متلاطم هوا وارد جو می شود. هوا رسانای ضعیفی از گرما است، بنابراین، رسانایی حرارتی مولکولی می تواند تنها یک لایه کوچک (چند متر) پایین تر از جو را گرم کند. تروپوسفر با اختلاط متلاطم، جت، گردابی گرم می شود: هوای لایه زیرین مجاور زمین گرم می شود، به صورت جت بالا می رود و هوای سرد بالایی به جای خود پایین می آید، که همچنین گرم می شود. به این ترتیب گرما به سرعت از خاک به هوا و از لایه ای به لایه دیگر منتقل می شود.
جریان گرمای متلاطم بر روی قاره ها بیشتر و در اقیانوس ها کمتر است. در بیابان های گرمسیری تا 60 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال به حداکثر مقدار خود می رسد، در مناطق استوایی و نیمه گرمسیری به 30-20 کیلو کالری / سانتی متر مربع و در معتدل - 20-10 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال کاهش می یابد. در منطقه بزرگترآب اقیانوس ها حدود 5 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال به جو می دهد و فقط در عرض های جغرافیایی زیر قطبی هوا از جریان خلیج فارس و کوروشیوو تا 20-30 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال گرما دریافت می کند.
برخلاف گرمای نهان تبخیر، جریان متلاطم به طور ضعیفی توسط جو حفظ می شود. از روی بیابان ها به سمت بالا منتقل می شود و از بین می رود، به همین دلیل مناطق بیابانی به عنوان مناطق خنک کننده جو عمل می کنند.
رژیم حرارتی قاره ها در ارتباط با آنها موقعیت جغرافیاییناهمسان. هزینه گرما برای تبخیر در قاره های شمالی با موقعیت آنها در منطقه معتدل تعیین می شود. در آفریقا و استرالیا - خشکی مناطق بزرگ آنها. در تمام اقیانوس ها، بخش عظیمی از گرما صرف تبخیر می شود. سپس بخشی از این گرما به قاره ها منتقل می شود و آب و هوای عرض های جغرافیایی بالا را عایق می کند.
تجزیه و تحلیل انتقال حرارت بین سطح قاره ها و اقیانوس ها به ما اجازه می دهد تا نتایج زیر را بگیریم:
1. در عرض های جغرافیایی استوایی هر دو نیمکره، جو تا 40 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال گرما را از اقیانوس های گرم دریافت می کند.
2. تقریباً هیچ گرمایی از بیابان های گرمسیری قاره وارد جو نمی شود.
3. خط تعادل صفر از مناطق نیمه گرمسیری در نزدیکی 40 0 عرض جغرافیایی می گذرد.
4. در عرض های جغرافیایی معتدل، مصرف گرما توسط تابش بیشتر از تابش جذب شده است. این بدان معنی است که دمای هوای آب و هوایی در عرض های جغرافیایی معتدل نه توسط خورشید، بلکه توسط گرمای فرارفتی (از عرض های جغرافیایی کم) تعیین می شود.
5. تعادل تشعشع زمین-اتمسفر نسبت به صفحه استوا نامتقارن است: در عرض های جغرافیایی قطبی نیمکره شمالی به 60 می رسد و در عرض های جغرافیایی جنوبی مربوطه - تنها 20 کیلو کالری در سانتی متر مربع در سال. گرما به نیمکره شمالی شدیدتر از نیمکره جنوبی منتقل می شود، تقریباً 3 برابر. تعادل سیستم زمین-اتمسفر دمای هوا را تعیین می کند.
8.16. گرمایش و سرد کردن جو در فرآیند برهمکنش سیستم "اقیانوس-جو-قاره"
جذب پرتوهای خورشیدی توسط هوا بیش از 0.1 0 درجه سانتیگراد گرما به لایه کیلومتر پایین تر تروپوسفر نمی دهد. جو بیش از 1/3 گرما را مستقیماً از خورشید دریافت نمی کند و 2/3 از سطح زمین و بالاتر از همه از هیدروسفر جذب می کند که گرما را از طریق بخار آب تبخیر شده از سطح زمین به آن منتقل می کند. پوسته آب
پرتوهای خورشید که از پوشش گازی سیاره عبور کرده اند، در بیشتر نقاط سطح زمین با آب برخورد می کنند: در اقیانوس ها، در آب ها و مرداب های خشکی، در خاک مرطوب و در شاخ و برگ گیاهان. انرژی حرارتی تابش خورشیدی در درجه اول صرف تبخیر می شود. مقدار گرمای صرف شده برای واحد تبخیر آب را گرمای نهان تبخیر می نامند. هنگامی که بخار متراکم می شود، گرمای تبخیر وارد هوا شده و آن را گرم می کند.
جذب گرمای خورشیدی توسط آب با گرمایش زمین متفاوت است. ظرفیت گرمایی آب حدود 2 برابر بیشتر از خاک است. با همان مقدار گرما، آب دو برابر ضعیفتر از خاک گرم می شود. در خنک سازی، نسبت معکوس می شود. اگر یک توده هوای سرد به سطح گرم اقیانوس نفوذ کند، گرما به لایه ای تا 5 کیلومتر نفوذ می کند. گرم شدن تروپوسفر به دلیل گرمای نهان تبخیر است.
اختلاط آشفته هوا (تصادفی، ناهموار، آشفته) جریان های همرفتی را ایجاد می کند که شدت و جهت آن به ماهیت زمین و گردش سیاره ای توده های هوا بستگی دارد.
مفهوم فرآیند آدیاباتیک نقش مهمی در رژیم حرارتی هوا متعلق به فرآیند آدیاباتیک است.
مفهوم فرآیند آدیاباتیک مهمترین نقش در رژیم حرارتی جو مربوط به فرآیند آدیاباتیک است. گرمایش و سرمایش آدیاباتیک هوا در یک جرم و بدون تبادل حرارت با سایر رسانه ها اتفاق می افتد.
هنگامی که هوا از لایه های بالایی یا میانی تروپوسفر یا در امتداد دامنه کوه ها پایین می آید، از لایه های کمیاب وارد لایه های متراکم تری می شود، مولکول های گاز به یکدیگر نزدیک می شوند، برخورد آنها تشدید می شود و انرژی جنبشی حرکت مولکول های هوا به گرما تبدیل می شود. . هوا بدون دریافت گرما از سایر توده های هوا و یا از سطح زمین گرم می شود. گرمایش آدیاباتیک، به عنوان مثال، در مناطق گرمسیری، بر روی بیابان ها و بر روی اقیانوس ها در عرض های جغرافیایی یکسان رخ می دهد. گرمایش آدیاباتیک هوا با خشک شدن آن همراه است (که می باشد دلیل اصلیتشکیل بیابان ها در مناطق استوایی).
در جریان های صعودی، هوا به صورت آدیاباتیک سرد می شود. از تروپوسفر تحتانی متراکم، به تروپوسفر میانی و فوقانی کمیاب می رسد. در همان زمان، چگالی آن کاهش می یابد، مولکول ها از یکدیگر دور می شوند، کمتر برخورد می کنند، انرژی حرارتی دریافت شده توسط هوا از سطح گرم شده به انرژی جنبشی تبدیل می شود، صرف می شود. کارهای مکانیکیبرای انبساط گاز این سرد شدن هوا را در هنگام بالا آمدن توضیح می دهد.
هوای خشک به صورت آدیاباتیک 10 درجه سانتیگراد در هر 100 متر ارتفاع خنک می شود، این یک فرآیند آدیاباتیک است. با این حال، هوای طبیعی حاوی بخار آب است که متراکم می شود و گرما را آزاد می کند. بنابراین، در واقع، دما 0.6 0 درجه سانتیگراد در هر 100 متر کاهش می یابد (یا 6 0 درجه سانتیگراد در هر 1 کیلومتر از ارتفاع). این یک فرآیند آدیاباتیک مرطوب است.
هنگام پایین آوردن، هوای خشک و مرطوب هر دو به یک اندازه گرم می شوند، زیرا در این حالت تراکم رطوبت رخ نمی دهد و گرمای نهان تبخیر آزاد نمی شود.
ویژگی های معمول رژیم حرارتی زمین به وضوح در بیابان ها آشکار می شود: بخش زیادی از تابش خورشیدی از سطح روشن آنها منعکس می شود ، گرما برای تبخیر صرف نمی شود و به سمت گرم کردن سنگ های خشک می رود. از آنها در طول روز هوا گرم می شود دمای بالا. در هوای خشک، گرما باقی نمی ماند و آزادانه به اتمسفر فوقانی و فضای بین سیاره ای تابش می کند. بیابان ها همچنین به عنوان پنجره های خنک کننده برای جو در مقیاس سیاره ای عمل می کنند.
تفاوت بین تابش خورشیدی جذب شده و تابش موثر در تعادل تابشی یا تابش باقیمانده سطح زمین (B) است. توازن تشعشعی که در کل سطح زمین به طور میانگین محاسبه می شود را می توان به صورت فرمول B = Q * (1 - A) - E eff یا B = Q - R k - E eff نوشت. شکل 24 درصد تقریبی را نشان می دهد انواع مختلفتشعشعات درگیر در تعادل تابش و گرما. واضح است که سطح زمین 47 درصد از تمام تشعشعات وارده به سیاره را جذب می کند و تابش مؤثر 18 درصد است. بنابراین، تعادل تشعشع، به طور متوسط در سطح کل زمین، مثبت است و به 29٪ می رسد.
برنج. 24. طرح تعادل تابش و حرارت سطح زمین (طبق نظر K. Ya. Kondratiev)
توزیع تعادل تشعشع بر سطح زمین بسیار پیچیده است. آگاهی از الگوهای این توزیع بسیار مهم است، زیرا تحت تأثیر تشعشعات باقیمانده، رژیم دمایی سطح زیرین و تروپوسفر و آب و هوای زمین به طور کلی شکل می گیرد. تجزیه و تحلیل نقشه های تعادل تابشی سطح زمین برای سال (شکل 25) به نتایج زیر منجر می شود.
مجموع سالانه تعادل تشعشعی سطح زمین تقریباً در همه جا مثبت است، به استثنای فلات های یخی قطب جنوب و گرینلند. مقادیر سالانه آن به صورت منطقه ای و به طور منظم از استوا به قطب ها مطابق با عامل اصلی - تابش کل کاهش می یابد. علاوه بر این، تفاوت در مقادیر تعادل تشعشعی بین استوا و قطب ها از تفاوت در مقادیر تابش کل بیشتر است. بنابراین، منطقه ای بودن تعادل تشعشع بسیار برجسته است.
نظم بعدی تعادل تشعشع افزایش آن در طول انتقال از خشکی به اقیانوس با ناپیوستگی و اختلاط خطوط ایزوله در طول ساحل است. این ویژگی در عرض‌های جغرافیایی استوایی-حوایی بهتر بیان می‌شود و به تدریج به سمت عرض‌های قطبی هموار می‌شود.توازن تشعشعی بیشتر بر روی اقیانوس‌ها با ارتفاع پایین‌تر آب به‌ویژه در عرض‌های جغرافیایی استوایی-گرمسیری و کاهش تشعشعات مؤثر ناشی از آن توضیح داده می‌شود. درجه حرارت پایین تر سطح اقیانوس و رطوبت قابل توجه هوا و ابری. با توجه به افزایش مقادیر تعادل تشعشعی و مساحت وسیع اقیانوس در این سیاره (71%)، این اوست که نقش اصلی را در رژیم حرارتی زمین ایفا می کند و تفاوت در تعادل تابشی اقیانوس ها و قاره ها تأثیر متقابل ثابت و عمیق آنها را در تمام عرض های جغرافیایی بر یکدیگر تعیین می کند.
برنج. 25. تعادل تابش سطح زمین برای سال [MJ / (m 2 X سال)] (طبق گفته S. P. Khromov و M. A. Petrosyants)
تغییرات فصلی در تعادل تشعشعات در عرض های جغرافیایی استوایی-حوایی اندک است (شکل 26، 27). این امر منجر به نوسانات جزئی دما در طول سال می شود. بنابراین، فصول سال در آنجا نه با دوره دما، بلکه با رژیم بارندگی سالانه تعیین می شود. در عرض های جغرافیایی خارج از حاره، تغییرات کیفی در تعادل تشعشع از مقادیر مثبت به منفی در طول سال وجود دارد. در تابستان، در پهنه‌های وسیعی از عرض‌های جغرافیایی معتدل و تا حدی بالا، مقادیر تعادل تشعشع قابل توجه است (به عنوان مثال، در ماه ژوئن در خشکی نزدیک دایره قطب شمال، مانند بیابان‌های گرمسیری است) و نوسانات آن در عرض جغرافیایی نسبتاً کوچک است. این در رژیم دما و بر این اساس در تضعیف گردش بین عرضی در این دوره منعکس می شود. در زمستان، در گستره های بزرگ، تعادل تشعشع منفی است: خط صفر تعادل تابش سردترین ماه از روی زمین تقریباً در امتداد 40 درجه عرض جغرافیایی و از روی اقیانوس ها - در امتداد 45 درجه عبور می کند. شرایط مختلف ترموباریک در زمستان منجر به فعال شدن فرآیندهای جوی در مناطق معتدل و نیمه گرمسیری عرض جغرافیایی می شود. تعادل تابش منفی در زمستان در عرض های جغرافیایی معتدل و قطبی تا حدی با هجوم گرما با توده های هوا و آب از عرض های جغرافیایی استوایی-حوایی جبران می شود. بر خلاف عرض های جغرافیایی کم در عرض های جغرافیایی معتدل و بالا، فصول سال عمدتاً توسط شرایط حرارتی تعیین می شود که به تعادل تابش بستگی دارد.
برنج. 26. تعادل تشعشعی سطح زمین برای ماه ژوئن [در 10 2 MJ / (m 2 x M es.) |
در کوه‌های تمام عرض‌های جغرافیایی، توزیع تعادل تشعشع با تأثیر ارتفاع، طول مدت پوشش برف، قرار گرفتن در معرض تابش شیب‌ها، ابری و غیره پیچیده است. تعادل تشعشع در آنجا به دلیل آلبدوی برف و یخ، افزایش نسبت تشعشعات مؤثر و سایر عوامل کمتر است.
جو زمین تعادل تشعشعی خاص خود را دارد. ورود تشعشعات به جو به دلیل جذب تابش امواج کوتاه خورشیدی و امواج بلند زمینی است. تشعشعات توسط اتمسفر با تشعشعات ضد مصرف می شود که به طور کامل توسط تشعشعات زمینی و به دلیل تابش های خروجی جبران می شود. به گفته کارشناسان، تعادل تشعشعی جو منفی است (-29%).
به طور کلی، تعادل تشعشعی سطح و جو زمین 0 است، یعنی زمین در حالت تعادل تابشی قرار دارد. با این حال، بیش از حد تشعشع در سطح زمین و عدم وجود آن در اتمسفر انسان را به این سوال وا می دارد که چرا با تابش زیاد، سطح زمین سوزانده نمی شود و جو با کمبود آن یخ نمی زند. تا دمای صفر مطلق؟ واقعیت این است که بین سطح زمین و جو (و همچنین بین سطح و لایه های عمیق زمین و آب) روش های غیر تشعشعی انتقال حرارت وجود دارد. اولین مورد هدایت حرارتی مولکولی و انتقال حرارت آشفته (H) است که در طی آن اتمسفر گرم می شود و گرما در آن به صورت عمودی و افقی توزیع می شود. لایه های عمیق زمین و آب نیز گرم می شوند. دوم تبادل گرمای فعال است که هنگام عبور آب از یک حالت فازی به حالت دیگر رخ می دهد: در هنگام تبخیر، گرما جذب می شود و در هنگام تراکم و تصعید بخار آب، گرمای نهان تبخیر (LE) آزاد می شود.
این روش‌های غیر تشعشعی انتقال حرارت است که تعادل تشعشعی سطح زمین و جو را متعادل می‌کند و هر دو را به صفر می‌رساند و از گرم شدن بیش از حد سطح و فوق‌سرد شدن جو زمین جلوگیری می‌کند. سطح زمین در نتیجه تبخیر آب 24 درصد تشعشعات را از دست می دهد (و اتمسفر به ترتیب به دلیل تراکم بعدی و تصعید بخار آب به صورت ابر و مه همین مقدار را دریافت می کند) و 5 درصد تشعشع در هنگام جو. از سطح زمین گرم می شود. در مجموع، این میزان 29 درصد تشعشعات بیش از حد روی سطح زمین و کمبود آن در جو است.
برنج. 27. تعادل تشعشعی سطح زمین برای دسامبر [در 10 2 مگا ژول / (m 2 x M es.)]
برنج. 28. اجزای تعادل حرارتی سطح زمین در روز (به گفته S. P. Khromov)
مجموع جبری تمام درآمدها و هزینه های گرما در سطح زمین و در جو، تعادل حرارتی نامیده می شود. بنابراین تعادل تشعشع مهمترین جزء تعادل حرارتی است. معادله تعادل حرارتی سطح زمین به شکل زیر است:
B – LE – P±G = 0,
جایی که B تعادل تابشی سطح زمین است، LE مصرف گرما برای تبخیر است (L برابر است با گرمای ویژهتبخیر، £ جرم آب تبخیر شده است)، Р تبادل حرارت متلاطم بین سطح زیرین و جو است، G تبادل حرارت با سطح زیرین است (شکل 28). از دست دادن گرمای سطح برای گرم کردن لایه فعال در طول روز و تابستان تقریباً به طور کامل با بازگشت آن از اعماق به سطح در شب و در زمستان جبران می شود، بنابراین میانگین دمای طولانی مدت سالانه لایه های بالایی خاک و آب اقیانوس جهانی ثابت و G تقریباً برای هر سطحی را می توان برابر با صفر در نظر گرفت. بنابراین، در نتیجه گیری بلندمدت، تعادل گرمایی سالانه سطح زمین و اقیانوس جهانی صرف تبخیر و تبادل حرارت بین سطح زیرین و جو می شود.
توزیع تعادل حرارتی روی سطح زمین پیچیده‌تر از تابشی است، زیرا عوامل متعددی بر آن تأثیر می‌گذارند: ابری، بارندگی، گرمای سطح و غیره. در عرض‌های جغرافیایی مختلف، مقادیر تعادل حرارتی در یک جهت از 0 متفاوت است. یا دیگری: در عرض های جغرافیایی بالا منفی است و در پایین - مثبت. کمبود گرما در مناطق قطبی شمالی و جنوبی با انتقال آن از عرض های جغرافیایی گرمسیری عمدتاً با کمک جریان های اقیانوسیو توده های هوا، در نتیجه تعادل حرارتی بین عرض های جغرافیایی مختلف سطح زمین برقرار می شود.
تعادل حرارتی جو به صورت زیر نوشته می شود: –B + LE + P = 0.
بدیهی است که رژیم‌های حرارتی مکمل سطح زمین و جو یکدیگر را متعادل می‌کنند: تمام تابش خورشیدی وارد شده به زمین (100٪) با از دست دادن تابش زمین در اثر بازتاب (30٪) و تابش (70٪) متعادل می‌شود. بنابراین، به طور کلی، حرارتی تعادل زمین مانند تابش برابر با 0 است. زمین در تعادل تابشی و حرارتی است و هر گونه نقض آن می تواند منجر به گرم شدن یا سرد شدن سیاره ما شود.
ماهیت تعادل حرارتی و سطح انرژی آن، ویژگی‌ها و شدت بسیاری از فرآیندهایی را که در پوشش جغرافیایی رخ می‌دهند، و بالاتر از همه رژیم حرارتی تروپوسفر را تعیین می‌کند.
تعادل تشعشعی به درآمد-هزینه انرژی تابشی می گویند که توسط سطح زیرین، جو یا سیستم زمین-اتمسفر برای دوره های زمانی مختلف جذب و ساطع می شود (6، ص 328).
بخش ورودی تعادل تشعشع سطح زیرین R از تشعشعات مستقیم خورشیدی و پراکنده و همچنین تشعشعات ضد اتمسفر جذب شده توسط سطح زیرین تشکیل شده است. بخش مخارج با از دست دادن گرما به دلیل تابش حرارتی ذاتی سطح زیرین تعیین می شود (6، ص 328).
معادله تعادل تشعشع:
R=(Q+q) (1-A)+d-
که در آن Q شار (یا مجموع) تابش مستقیم خورشید است، q شار (یا مجموع) تابش خورشیدی پراکنده، A آلبدوی سطح زیرین، شار (یا مجموع) تابش ضد اتمسفر است، و شار (یا مجموع) تابش حرارتی ذاتی سطح زیرین است، e ظرفیت جذب سطح زیرین است (6، ص 328).
تعادل تشعشعی سطح زمین برای سال در همه جای زمین مثبت است، به جز فلات های یخی گرینلند و قطب جنوب (شکل 5). این بدان معنی است که هجوم سالانه تابش جذب شده بیشتر از تابش موثر برای همان زمان است. اما این به هیچ وجه به این معنا نیست که سطح زمین هر سال گرمتر می شود. مازاد تابش جذب شده بیش از تشعشع با انتقال گرما از سطح زمین به هوا توسط رسانش حرارتی و در طول تبدیل فاز آب (در طول تبخیر از سطح زمین و تراکم بعدی در جو) متعادل می شود.
در نتیجه، برای سطح زمین تعادل تشعشعی در دریافت و برگشت تابش وجود ندارد، اما یک تعادل حرارتی وجود دارد: هجوم گرما به سطح زمین چه از راه های تابشی و چه از راه های غیر تشعشعی برابر است با برگشت آن توسط همان. مواد و روش ها.
معادله تعادل حرارتی:
در جایی که مقدار شار گرمای تابشی R است، شار حرارتی آشفته بین سطح زیرین و جو P، شار حرارتی بین سطح زیرین و لایه‌های زیرین A، و مصرف گرما برای تبخیر (یا انتشار گرما در طول تراکم) LE است (L گرمای نهان تبخیر است، E میزان تبخیر یا تراکم است) (4، ص 7).
مطابق با ورود و مصرف گرما نسبت به سطح زیرین، اجزای تراز حرارتی می توانند مقادیر مثبت یا منفی داشته باشند. در یک نتیجه گیری بلندمدت میانگین دمای سالانه لایه های بالایی خاک و آب اقیانوس جهانی ثابت در نظر گرفته می شود. بنابراین، انتقال حرارت عمودی و افقی در خاک و در کل اقیانوس جهانی را عملاً می توان برابر با صفر دانست.
بنابراین، در اشتقاق بلندمدت، تعادل گرمایی سالانه برای سطح زمین و اقیانوس جهانی از توازن تشعشع، تلفات حرارتی برای تبخیر، و تبادل حرارت متلاطم بین سطح زیرین و جو تشکیل می‌شود (شکل 5، 6). برای بخش های جداگانه اقیانوس، علاوه بر اجزای مشخص شده تعادل گرمایی، لازم است انتقال گرما توسط جریان های دریا را نیز در نظر گرفت.
برنج. 5. تعادل تابش زمین و رسیدن تابش خورشیدی برای سال
زمین با جذب تابش خورشیدی موج کوتاه در جو و به ویژه در سطح زمین گرما دریافت می کند. تابش خورشید عملا تنها منبع گرما در سیستم «اتمسفر-زمین» است. سایر منابع گرمایی (گرمای آزاد شده در هنگام فروپاشی عناصر رادیواکتیو در داخل زمین، گرمای گرانشی و غیره) در مجموع تنها یک پنج هزارم گرمایی را که از تابش خورشید به مرز بالایی جو وارد می‌شود، می‌دهند و در هنگام تنظیم تعادل حرارتی. معادله، آنها را می توان نادیده گرفت.
گرما با خروج تابش موج کوتاه از فضای جهان، از اتمسفر Soa و از SOP سطح زمین منعکس می شود و به دلیل تابش موثر تابش موج بلند Ee توسط سطح زمین و تابش جو Ea است.
بنابراین، در مرز بالایی جو، تعادل حرارتی زمین به عنوان یک سیاره از انتقال حرارت تابشی (تابشی) تشکیل شده است:
SO - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)
تغییر در محتوای گرمایی سیستم "اتمسفر - زمین" در یک دوره زمانی مشخص است؟
شرایط این معادله را برای دوره سالانه در نظر بگیرید. شار تابش خورشید در فاصله متوسط زمین از خورشید تقریباً برابر با 42.6-10 درجه J/(m2-year) است. از این جریان، زمین مقداری انرژی برابر با حاصلضرب ثابت خورشیدی I0 و سطح مقطع زمین pR2 دریافت می کند، یعنی I0 pR2، که در آن R شعاع متوسط زمین است. تحت تأثیر چرخش زمین، این انرژی در تمام سطح کره زمین برابر با 4pR2 توزیع می شود. در نتیجه، مقدار متوسط شار تابش خورشید به سطح افقی زمین، بدون در نظر گرفتن تضعیف آن توسط جو، Io рR2/4рR3 = Io/4 یا 0.338 کیلووات بر متر مربع است. در سال برای هر کدام متر مربعسطح مرز بیرونی جو به طور متوسط حدود 10.66-10 ژول یا 10.66 GJ انرژی خورشیدی دریافت می کند، یعنی Io = 10.66 GJ/(m2*year).
سمت مخارج معادله (1) را در نظر بگیرید. تابش خورشیدی که به مرز بیرونی جو رسیده است تا حدی به جو نفوذ می کند و تا حدی توسط جو و سطح زمین به فضای جهان منعکس می شود. بر اساس آخرین داده ها، میانگین آلبدوی زمین 33٪ تخمین زده می شود: این مجموع بازتاب از ابرها (26٪) و بازتاب از سطح زیرین (7:٪) است. سپس تابش منعکس شده توسط ابرها Soa = 10.66 * 0.26 = 2.77 GJ / (m2 * سال)، سطح زمین - SOP = 10.66 * 0.07 = 0.75 GJ / (m2 * سال) و به طور کلی، زمین 3.52 GJ/. (m2 * سال).
سطح زمین که در نتیجه جذب تابش خورشیدی گرم می شود، به منبع تشعشعات موج بلندی تبدیل می شود که جو را گرم می کند. سطح هر جسمی که دمای آن بالاتر از صفر مطلق باشد به طور مداوم انرژی گرمایی ساطع می کند. سطح زمین و جو نیز از این قاعده مستثنی نیستند. طبق قانون استفان بولتزمن، شدت تابش به دمای بدن و میزان انتشار آن بستگی دارد:
E = wT4، (2)
که در آن E شدت تابش یا خود تابش W / m2 است. c میزان انتشار جسم نسبت به یک جسم کاملاً سیاه است که برای آن c = 1 است. y - ثابت استفان - بولتزمن، برابر با 5.67 * 10-8 W / (m2 * K4)؛ T دمای مطلق بدن است.
ارزش ها در برای سطوح مختلفمحدوده از 0.89 (سطح آب صاف) تا 0.99 (چمن سبز متراکم). به طور متوسط برای سطح زمین، v برابر 0.95 در نظر گرفته می شود.
دمای مطلق سطح زمین بین 190 تا 350 کلوین است. در چنین دماهایی، تابش ساطع شده دارای طول موج 4 تا 120 میکرون است و بنابراین، همه مادون قرمز است و با چشم قابل درک نیست.
تابش ذاتی سطح زمین - E3 که با فرمول (2) محاسبه می شود، برابر با 12.05 GJ / (m2 * سال) است که 1.39 GJ / (m2 * سال) یا 13٪ بیشتر از تابش خورشیدی رسیده است. در مرز بالایی جو S0. اگر با جذب تابش خورشیدی و اتمسفر توسط سطح زمین از این امر جلوگیری نمی شد، چنین بازگشت بزرگ تابش توسط سطح زمین منجر به خنک شدن سریع آن می شد. تشعشعات زمینی مادون قرمز یا تشعشعات خود از سطح زمین در محدوده طول موج 4.5 تا 80 میکرون به شدت توسط بخار آب اتمسفر جذب می شود و تنها در محدوده 8.5 تا 11 میکرون از جو عبور کرده و به فضای جهان می رود. به نوبه خود، بخار آب اتمسفر نیز تشعشعات مادون قرمز نامرئی ساطع می کند که بیشتر آن به سمت سطح زمین هدایت می شود و بقیه به فضای جهان می رود. تشعشعات جوی که به سطح زمین می آیند، تشعشعات ضد جو نامیده می شوند.
از تابش متقابل جو، سطح زمین 95 درصد قدر خود را جذب می کند، زیرا طبق قانون کیرشهوف، تابش جسم برابر است با جذب تابشی آن. بنابراین، تابش متقابل جو علاوه بر تابش خورشیدی جذب شده، منبع مهم گرما برای سطح زمین است. تابش ضد اتمسفر را نمی توان به طور مستقیم تعیین کرد و با روش های غیر مستقیم محاسبه می شود. تابش متقابل جو جذب شده توسط سطح زمین Eza = 10.45 GJ / (m2 * سال). با توجه به S0، 98٪ است.
تابش ضد همیشه کمتر از تابش زمین است. بنابراین، سطح زمین به دلیل اختلاف مثبت بین تابش خود و تابش متضاد، گرما را از دست می دهد. تفاوت بین خود تابش سطح زمین و ضد تابش جو را تابش مؤثر (Ee) می گویند:
Ee \u003d Ez - Eza (3)
تبادل حرارت خورشیدی در زمین
تشعشع مؤثر عبارت است از از دست دادن خالص انرژی تشعشعی و در نتیجه گرما از سطح زمین. این گرمای خروجی به فضا 1.60 GJ / (m2 * سال)، یا 15٪ از تابش خورشیدی است که به مرز بالایی جو رسیده است (پیکان E3 در شکل 9.1). در عرض های جغرافیایی معتدل، سطح زمین از طریق تابش موثر حدود نیمی از گرمای دریافتی از تشعشعات جذب شده را از دست می دهد.
تابش جو پیچیده تر از تابش سطح زمین است. اولاً، طبق قانون کیرشهوف، انرژی فقط از گازهایی که آن را جذب می کنند، ساطع می شود، یعنی بخار آب، دی اکسید کربن و ازن. ثانیاً، تابش هر یک از این گازها دارای یک ویژگی انتخابی پیچیده است. از آنجایی که محتوای بخار آب با ارتفاع کاهش می یابد، قوی ترین لایه های جو در ارتفاعات 6-10 کیلومتری قرار دارند. تابش موج بلند اتمسفر به فضای جهان Ea=5.54 GJ/(m2*year) که 52 درصد هجوم تابش خورشیدی به مرز بالایی جو است. تابش موج بلند سطح زمین و اتمسفر ورودی به فضا را تابش خروجی EU می نامند. در مجموع برابر با 7.14 GJ/(m2*year) یا 67 درصد هجوم تابش خورشیدی است.
با جایگزینی مقادیر یافت شده So, Soa, Sop, Ee و Ea در معادله (1) می گیریم - ?Sz = 0، یعنی تابش خروجی همراه با تابش موج کوتاه بازتابی و پراکنده Soz، جبران می کند. هجوم تشعشعات خورشیدی به زمین به عبارت دیگر، زمین همراه با اتمسفر به اندازه دریافت تابش از دست می دهد و بنابراین در حالت تعادل تابشی قرار می گیرد.
تعادل حرارتی زمین توسط مشاهدات طولانی مدت دما تأیید می شود: میانگین دمای زمین از سالی به سال دیگر کمی تغییر می کند و تقریباً از یک دوره طولانی مدت به دوره دیگر تقریباً بدون تغییر باقی می ماند.
