اجازه دهید ابتدا شرایط حرارتی سطح زمین و بالاترین لایه های خاک و آب را در نظر بگیریم. این امر ضروری است زیرا لایه‌های پایینی جو بیشتر از همه با تبادل حرارت تابشی و غیر تشعشعی با لایه‌های بالایی خاک و آب گرم و سرد می‌شوند. بنابراین تغییرات دما در لایه های زیرین جو در درجه اول با تغییرات دمای سطح زمین تعیین می شود و این تغییرات را به دنبال دارد.

سطح زمین، یعنی. سطح خاک یا آب (و همچنین پوشش گیاهی، برف، پوشش یخی)، به طور مداوم و به طرق مختلف گرما را دریافت و از دست می دهد. از طریق سطح زمین، گرما به سمت بالا - به جو و پایین - به خاک یا آب منتقل می شود.

ابتدا تابش کل و تابش متضاد جو وارد سطح زمین می شود. آنها به میزان بیشتر یا کمتر توسط سطح جذب می شوند، یعنی. برای گرم کردن لایه های بالایی خاک و آب استفاده می شود. در همان زمان، خود سطح زمین تابش می کند و در نتیجه گرما را از دست می دهد.

ثانیاً، گرما از بالا، از جو، از طریق رسانش گرمای متلاطم به سطح زمین می آید. به همین ترتیب، گرما از سطح زمین به جو خارج می شود. گرما نیز با رسانایی از سطح زمین به داخل خاک و آب خارج می شود و یا از اعماق خاک و آب به سطح زمین می آید.

ثالثاً، سطح زمین وقتی گرما می گیرد که بخار آب از هوا بر روی آن متراکم شود یا با تبخیر آب از آن گرما را از دست بدهد. در حالت اول گرمای نهان آزاد می شود، در حالت دوم گرما به حالت نهان می رسد.

برای کمتر فرآیندهای مهم(مثلاً هزینه گرما برای آب شدن برف های خوابیده روی سطح یا پخش گرما به اعماق خاک همراه با آب بارش) متوقف نمی شویم.

اجازه دهید سطح زمین را به عنوان یک سطح هندسی ایده آل بدون ضخامت در نظر بگیریم که ظرفیت گرمایی آن برابر با صفر است. سپس مشخص می شود که در هر دوره زمانی همان مقدار گرمایی که در همان زمان از بالا و پایین دریافت می کند از سطح زمین بالا و پایین می شود. طبیعتاً اگر سطح زمین را در نظر نگیریم، بلکه لایه ای از سطح زمین را در نظر بگیریم، ممکن است شارهای حرارتی ورودی و خروجی برابری نداشته باشند. در این صورت، مازاد گرمای ورودی بر جریان های خروجی، طبق قانون پایستگی انرژی، برای گرم کردن این لایه و در حالت عکس برای خنک کردن آن استفاده می شود.

بنابراین، مجموع جبری تمام ورودی و خروجی گرما در سطح زمین باید برابر با صفر باشد - این معادله تعادل حرارتی سطح زمین است. برای نوشتن معادله تعادل حرارتی، تابش جذب شده و تابش موثر را با هم ترکیب می کنیم تعادل تشعشع:

ب = (اسگناه ساعت + D)(1 – آ) – Eاس

ورود گرما از هوا یا آزاد شدن آن به هوا توسط هدایت حرارتی با حرف نشان داده می شود آر. همان درآمد یا مصرف با تبادل حرارت با لایه‌های عمیق‌تر خاک یا آب با G نشان داده می‌شود. از دست دادن گرما در هنگام تبخیر یا رسیدن آن در هنگام تراکم به سطح زمین نشان داده می‌شود. LE، جایی که L – گرمای ویژهتبخیر و Eجرم آب تبخیر شده یا تغلیظ شده است. بیایید یک جزء دیگر را به یاد بیاوریم - انرژی صرف شده برای فرآیندهای فتوسنتزی - PAR، با این حال، در مقایسه با دیگران بسیار ناچیز است، بنابراین، در بیشتر موارد در معادله نشان داده نشده است. سپس معادله تعادل حرارتی سطح زمین شکل می گیرد

AT+ آر+ جی + LE + س PAR = 0 یا AT+ آر+ جی + LE = 0

همچنین می توان به این نکته اشاره کرد که معنای معادله این است که تعادل تابشی در سطح زمین با انتقال حرارت غیر تابشی متعادل می شود.

معادله تعادل حرارتی برای هر زمان، از جمله یک دوره چند ساله معتبر است.

صفر بودن تعادل حرارتی سطح زمین به این معنی نیست که دمای سطح زمین تغییر نمی کند. اگر انتقال حرارت به سمت پایین هدایت شود، آنگاه گرمایی که از بالا به سطح می آید و آن را در اعماق آن رها می کند تا حد زیادی در بالاترین لایه خاک یا آب - در به اصطلاح لایه فعال - باقی می ماند. دمای این لایه در نتیجه دمای سطح زمین نیز افزایش می یابد. هنگامی که گرما از طریق سطح زمین از پایین به بالا به اتمسفر منتقل می شود، گرما قبل از هر چیز از لایه فعال خارج می شود و در نتیجه دمای سطح کاهش می یابد.

از روز به روز و از سال به سال، میانگین دمای لایه فعال و سطح زمین در هر مکان کمی متفاوت است. این بدان معناست که در طول روز به همان اندازه گرما وارد عمق خاک یا آب می شود که در شب از آن خارج می شود. از آنجایی که در طول روز تابستان بیشتر از گرما پایین می آید، لایه های خاک و آب و سطح آنها روز به روز گرم می شود. در زمستان، روند معکوس رخ می دهد. تغییرات فصلی در گرمای ورودی و خروجی در خاک و آب در طول سال تقریباً متعادل است و میانگین دمای سالانه سطح زمین و لایه فعال از سالی به سال دیگر کمی متفاوت است.

تفاوت های شدیدی در ویژگی های گرمایشی و حرارتی لایه های سطحی خاک و لایه های بالایی حوضه های آب وجود دارد. در خاک، گرما به صورت عمودی توسط رسانش حرارت مولکولی منتشر می‌شود و در آب با حرکت کم، همچنین با اختلاط آشفته لایه‌های آب، که بسیار کارآمدتر است. تلاطم در توده های آبی در درجه اول ناشی از امواج و جریان است. در شب و در فصل سرد، همرفت حرارتی به این نوع آشفتگی می‌پیوندد: آب خنک‌شده روی سطح به دلیل افزایش چگالی پایین می‌رود و با آب گرم‌تر از لایه‌های زیرین جایگزین می‌شود. در اقیانوس ها و دریاها، تبخیر نیز در اختلاط لایه ها و در انتقال حرارت مرتبط با آن نقش دارد. با تبخیر قابل توجه از سطح دریا، لایه بالایی آب شورتر و در نتیجه متراکم تر می شود، در نتیجه آب از سطح به اعماق فرو می رود. علاوه بر این، تشعشعات در مقایسه با خاک عمیق‌تر به داخل آب نفوذ می‌کنند. در نهایت، ظرفیت گرمایی آب بیشتر از خاک است و همین مقدار گرما، توده آب را تا دمای کمتری نسبت به همان جرم خاک گرم می کند.

در نتیجه، نوسانات دمای روزانه در آب تا عمق حدود ده ها متر و در خاک - کمتر از یک متر گسترش می یابد. نوسانات سالانه دما در آب تا عمق صدها متری و در خاک - فقط 10-20 متر گسترش می یابد.

بنابراین گرمایی که در روز و تابستان به سطح آب می آید تا عمق قابل توجهی نفوذ کرده و ضخامت زیادی از آب را گرم می کند. دمای لایه بالایی و سطح خود آب به طور همزمان کمی افزایش می یابد. در خاک، گرمای ورودی در یک لایه نازک رویی پخش می شود که بسیار گرم است. عضو جیدر معادله تعادل حرارتی برای آب بسیار بیشتر از خاک است و پبه نسبت کمتر

در شب و در زمستان، آب گرما را از لایه سطحی از دست می دهد، اما به جای آن گرمای انباشته شده از لایه های زیرین می آید. بنابراین دمای سطح آب به آرامی کاهش می یابد. در سطح خاک، درجه حرارت به سرعت در طول انتقال حرارت کاهش می یابد: گرمای انباشته شده در لایه فوقانی نازک به سرعت آن را ترک می کند و بدون اینکه از پایین دوباره پر شود، خارج می شود.

در نتیجه در طول روز و تابستان دمای سطح خاک بیشتر از دمای سطح آب است. در شب و در زمستان کمتر می شود. این بدان معنی است که نوسانات دمای روزانه و سالانه در سطح خاک بیشتر و بسیار بیشتر از سطح آب است.

به دلیل این تفاوت ها در توزیع گرما حوض آبمطابق زمان گرمسال در یک لایه به اندازه کافی قدرتمند از آب تجمع می یابد تعداد زیادی ازگرمای منتشر شده در جو در فصل سرد. خاک در فصل گرما در شب بیشتر گرمایی را که در روز دریافت می کند می دهد و در زمستان مقدار کمی از آن را جمع می کند. در نتیجه دمای هوا بر روی دریا در تابستان کمتر و در زمستان بیشتر از روی خشکی است.

فهرست مطالب
اقلیم شناسی و هواشناسی
طرح آموزشی
هواشناسی و اقلیم شناسی
جو، آب و هوا، آب و هوا
مشاهدات هواشناسی
کاربرد کارت ها
سرویس هواشناسی و سازمان جهانی هواشناسی (WMO)
فرآیندهای تشکیل دهنده آب و هوا
عوامل نجومی
عوامل ژئوفیزیکی
عوامل هواشناسی
درباره تابش خورشیدی
تعادل حرارتی و تشعشعی زمین
تابش مستقیم خورشید
تغییرات تابش خورشید در جو و سطح زمین
پدیده های پراکندگی تشعشع
تابش کل، تابش خورشیدی منعکس شده، تابش جذب شده، PAR، آلبدوی زمین
تابش سطح زمین
ضد تشعشع یا ضد تشعشع
تعادل تابشی سطح زمین
توزیع جغرافیایی تعادل تشعشعی
فشار اتمسفر و میدان باریک
سیستم های فشار
نوسانات فشار
شتاب هوا به دلیل گرادیان باریک
نیروی منحرف کننده چرخش زمین
باد ژئوستروفیک و گرادیان
قانون باد باریک
جبهه ها در جو
رژیم حرارتی جو
تعادل حرارتی سطح زمین
تغییرات روزانه و سالانه دما در سطح خاک
دمای توده هوا
دامنه سالانه دمای هوا
آب و هوای قاره ای
پوشش ابر و بارش
تبخیر و اشباع
رطوبت
توزیع جغرافیایی رطوبت هوا
تراکم اتمسفر
ابرها
طبقه بندی ابر بین المللی
ابری، تغییرات روزانه و سالانه آن
بارش از ابرها (طبقه بندی بارش)
ویژگی های رژیم بارشی
دوره سالانه بارش
اهمیت اقلیمی پوشش برف
شیمی اتمسفر
ترکیب شیمیایی جو زمین
ترکیب شیمیایی ابرها
ترکیب شیمیایی بارش

تعادل گرمایی سیستم زمین - جو

1. اگر شرایط را در یک دوره طولانی (یک سال یا بهتر است چند سال) در نظر بگیریم، زمین به عنوان یک کل، جو به طور خاص و سطح زمین در حالت تعادل حرارتی هستند. میانگین دمای آنها از سالی به سال دیگر کمی تغییر می کند و از یک دوره طولانی مدت به دوره دیگر تقریباً بدون تغییر باقی می ماند. نتیجه این است که هجوم و از دست دادن گرما در یک دوره به اندازه کافی طولانی برابر یا تقریباً برابر است.

زمین با جذب تابش خورشید در جو و به ویژه در سطح زمین گرما دریافت می کند. با انتشار امواج بلند از سطح زمین و جو به فضای جهان گرما را از دست می دهد. با تعادل حرارتی زمین به طور کلی، هجوم تابش خورشید (به مرز بالایی جو) و بازگشت تابش از مرز بالایی جو به فضای جهان باید برابر باشد. به عبارت دیگر، در مرز بالایی جو باید تعادل تابشی وجود داشته باشد، یعنی تعادل تشعشعی برابر با صفر باشد.

اتمسفر، به طور جداگانه، با جذب تشعشعات خورشیدی و زمینی و بالا و پایین دادن تشعشعات آن گرما به دست می آورد و از دست می دهد. علاوه بر این، گرما را با سطح زمین به صورت غیر تشعشعی مبادله می کند. گرما از سطح زمین به هوا یا بالعکس توسط رسانایی منتقل می شود. در نهایت، گرما برای تبخیر آب از سطح زیرین صرف می شود. سپس با متراکم شدن بخار آب در جو آزاد می شود. تمام این شارهای گرمایی که به داخل و خارج از جو هدایت می شوند باید در مدت طولانی متعادل شوند.

برنج. 37. تعادل حرارتی زمین، جو و سطح زمین. 1 - تابش موج کوتاه، II - تابش موج بلند، III - تبادل غیر تابشی.

در نهایت، در سطح زمین، هجوم گرمای ناشی از جذب تابش خورشید و اتمسفر، انتشار گرما توسط تابش خود سطح زمین و تبادل حرارت غیر تشعشعی بین آن و جو متعادل می شود.

2. تابش خورشیدی وارد شده به جو را 100 واحد در نظر بگیرید (شکل 37). از این مقدار، 23 واحد توسط ابرها منعکس شده و به فضای جهان می روند، 20 واحد توسط هوا و ابرها جذب شده و از این طریق به اتمسفر گرم می شوند. 30 واحد تشعشع دیگر در اتمسفر پراکنده می شود و 8 واحد آن به فضای جهان می رود. 27 واحد تابش مستقیم و 22 واحد پراکنده به سطح زمین می رسد. از این تعداد 25 + 20 = 45 واحد جذب می شود و لایه های بالایی خاک و آب را گرم می کند و 2 + 2 = 4 واحد در فضای جهان منعکس می شود.

بنابراین، از مرز بالایی جو به فضای جهان باز می گردد 23 + 8 + 4 = 35 واحد.<неиспользованной>تابش خورشیدی، یعنی 35 درصد از ورودی آن به مرز جو. همانطور که قبلاً می دانیم این مقدار (35٪) آلبدوی زمین نامیده می شود. برای حفظ تعادل تشعشعی در مرز بالایی جو، لازم است 65 واحد دیگر تابش موج بلند از سطح زمین از آن خارج شود.

3. اکنون به سطح زمین بپردازیم. همانطور که قبلا ذکر شد، 45 واحد تابش مستقیم و پراکنده خورشید را جذب می کند. علاوه بر این، شار تابش امواج بلند از جو به سمت سطح زمین هدایت می شود. جو با توجه به شرایط دمایی خود، 157 واحد انرژی ساطع می کند. از این 157 واحد، 102 واحد به سمت سطح زمین هدایت شده و توسط آن جذب می شود و 55 واحد به فضای جهان می روند. بنابراین، علاوه بر 45 واحد تابش خورشیدی موج کوتاه، سطح زمین دو برابر تابش امواج بلند اتمسفر را جذب می کند. در مجموع، سطح زمین 147 واحد گرما از جذب تابش دریافت می کند.

بدیهی است که در تعادل حرارتی، باید همان مقدار را از دست بدهد. از طریق تشعشعات موج بلند خود، 117 واحد از دست می دهد. 23 واحد گرمای دیگر در طول تبخیر آب توسط سطح زمین مصرف می شود. در نهایت، با رسانایی، در فرآیند تبادل حرارت بین سطح زمین و جو، سطح 7 واحد گرما از دست می دهد (گرما آن را به مقدار زیادی در جو باقی می گذارد، اما با انتقال معکوس که فقط 7 واحد است جبران می شود. کمتر).

بنابراین، در مجموع، سطح زمین 117 + 23 + + 7 = 147 واحد گرما را از دست می دهد، یعنی همان مقداری که با جذب تابش خورشید و اتمسفر دریافت می کند.

از 117 واحد تابش موج بلند سطح زمین، 107 واحد توسط اتمسفر جذب می شود و 10 واحد فراتر از جو به فضای جهان می رود.

4. حالا بیایید محاسبه جو را انجام دهیم. در بالا گفته شد که 20 واحد تابش خورشیدی، 107 واحد تابش زمینی، 23 واحد گرمای تراکم و 7 واحد در فرآیند تبادل حرارت با سطح زمین جذب می کند. در مجموع، این مقدار 20 + 107 + 23 + 7 = 157 واحد انرژی خواهد بود، یعنی به اندازه تابش خود جو.

در نهایت دوباره به سطح بالایی جو می رویم. از طریق آن 100 واحد تابش خورشیدی می آید و 35 واحد تابش خورشیدی منعکس شده و پراکنده، 10 واحد تابش زمینی و 55 واحد تابش اتمسفر، در مجموع 100 واحد به عقب برمی گردد. بنابراین، حتی در مرز بالایی جو بین هجوم و بازگشت انرژی تعادل وجود دارد و در اینجا فقط انرژی تابشی وجود دارد. هیچ مکانیسم دیگری برای تبادل حرارت بین زمین و فضای جهان وجود ندارد، به جز فرآیندهای تابشی.

تمام ارقام داده شده بر اساس مشاهدات به هیچ وجه جامع محاسبه شده اند. بنابراین، نباید به آنها کاملاً دقیق نگاه کرد. آنها بیش از یک بار دستخوش تغییرات جزئی شده اند، که با این حال، ماهیت محاسبه را تغییر نمی دهد.

5. توجه داشته باشیم که اتمسفر و سطح زمین، جدا از هم، گرمای بسیار بیشتری نسبت به جذب همزمان تشعشعات خورشیدی دارند. این ممکن است غیرقابل درک به نظر برسد. اما در اصل این یک مبادله متقابل است، یک متقابل<перекачка>تابش - تشعشع. به عنوان مثال، سطح زمین در نهایت 117 واحد تشعشع را از دست نمی دهد، 102 واحد را با جذب تابش متقابل دریافت می کند. ضرر خالص فقط 117-102=15 واحد است. تنها 65 واحد تابش زمینی و جوی از مرز بالایی جو به فضای جهان می گذرد. هجوم 100 واحد تابش خورشیدی به مرز اتمسفر فقط اتلاف خالص تابش زمین از طریق بازتاب (35) و تابش (65) را متعادل می کند.

سطح زمین با جذب تشعشعات خورشیدی و گرم شدن، خود منبع تابش گرما به جو و از طریق آن به فضای جهان می شود. هر چه دمای سطح بالاتر باشد، تابش بیشتر است. تشعشعات موج بلند خود زمین عمدتاً در تروپوسفر باقی می‌ماند که گرم می‌شود و تشعشعات - ضد تشعشعات جوی - منتشر می‌کند. تفاوت بین تابش سطح زمین و ضد تابش جو نامیده می شود تشعشع کارآمداتلاف واقعی گرما توسط سطح زمین را نشان می دهد و حدود 20٪ است.

برنج. 7.2. طرح میانگین سالانه تابش و تعادل حرارتی، (طبق نظر K.Ya.Kondratiev، 1992)

اتمسفر، بر خلاف سطح زمین، بیش از آن که جذب کند، تشعشع می کند. کمبود انرژی با ورود گرما از سطح زمین همراه با بخار آب و همچنین به دلیل تلاطم (در طول افزایش هوای گرم شده در نزدیکی سطح زمین) جبران می شود. تضادهای دما که بین عرض های جغرافیایی پایین و بالا ایجاد می شود به دلیل هموار شدن فرارفت -انتقال حرارت از طریق دریا و عمدتاً جریان هوا از عرض های جغرافیایی کم به بالا (شکل 7.2، سمت راست). برای نتایج کلی جغرافیایی، نوسانات ریتمیک تابش به دلیل تغییر فصل نیز مهم است، زیرا رژیم حرارتی یک منطقه خاص به این بستگی دارد. خواص بازتابی پوشش های زمین، ظرفیت گرمایی و هدایت حرارتی محیط انتقال انرژی حرارتی و توزیع ویژگی های انرژی حرارتی را پیچیده تر می کند.

معادله تعادل حرارتیمقدار گرما با معادله تعادل حرارتی توصیف می شود که برای هر منطقه جغرافیایی متفاوت است. مهمترین مؤلفه آن تعادل تشعشعی سطح زمین است. تابش خورشید برای گرم کردن خاک و هوا (و آب)، تبخیر، ذوب برف و یخ، فتوسنتز، فرآیندهای تشکیل خاک و هوازدگی سنگ ها صرف می شود. از آنجایی که طبیعت همیشه با تعادل مشخص می شود، برابری بین ورود انرژی و مصرف آن مشاهده می شود که بیان می شود معادله تعادل حرارتیسطح زمین:

جایی که آر- تعادل تشعشع؛ LEگرمایی است که برای تبخیر آب و ذوب برف یا یخ استفاده می شود (L- گرمای نهان تبخیر یا تبخیر؛ E- میزان تبخیر یا تراکم؛ ولی -انتقال حرارت افقی توسط هوا و جریان های اقیانوسی یا جریان متلاطم. R -تبادل حرارت سطح زمین با هوا؛ AT -تبادل حرارت سطح زمین با خاک و سنگ؛ اف- مصرف انرژی برای فتوسنتز؛ از جانب- مصرف انرژی برای تشکیل خاک و هوازدگی؛ Q+Q- تشعشع کل؛ آ- آلبیدو؛ من- تشعشع موثر جو.

سهم انرژی صرف شده برای فتوسنتز و تشکیل خاک کمتر از 1٪ از بودجه تابش را تشکیل می دهد، بنابراین این اجزا اغلب از معادله حذف می شوند. با این حال، در واقعیت، آنها می توانند ماده باشند، زیرا این انرژی توانایی انباشته شدن و تبدیل به اشکال دیگر (انرژی تبدیل) را دارد. یک فرآیند کم مصرف، اما طولانی مدت (صدها میلیون سال) انباشت انرژی قابل تبدیل تأثیر قابل توجهی بر پوشش جغرافیایی داشت. حدود 11 × 10 14 ژول بر متر مربع انرژی انباشته شده در آن به صورت پراکنده مواد آلیدر سنگ های رسوبی و همچنین به صورت زغال سنگ، نفت، شیل.

معادله تعادل حرارتی را می توان برای هر منطقه جغرافیایی و بازه زمانی، با در نظر گرفتن ویژگی شرایط آب و هوایی و سهم اجزاء (برای خشکی، اقیانوس، مناطق با تشکیل یخ، غیر یخبندان و غیره) استخراج کرد.

انتقال و توزیع گرما.انتقال گرما از سطح به اتمسفر به سه طریق انجام می شود: تشعشع حرارتی، گرم شدن یا سرد شدن هوا در تماس با زمین و تبخیر آب. بخار آب که به اتمسفر بالا می رود متراکم می شود و ابرها را تشکیل می دهد یا به صورت بارش می ریزد و گرمای آزاد شده در این حالت وارد جو می شود. تشعشعات جذب شده توسط اتمسفر و گرمای تراکم بخار آب از دست دادن گرما از سطح زمین را به تاخیر می اندازد. در مناطق خشک، این تأثیر کاهش می یابد و ما بزرگترین دامنه دمای روزانه و سالانه را مشاهده می کنیم. کوچکترین دامنه دما در مناطق اقیانوسی ذاتی است. اقیانوس به عنوان یک مخزن عظیم، گرمای بیشتری را ذخیره می کند که به دلیل گرمای ویژه بالای آب، نوسانات دمایی سالانه را کاهش می دهد. بنابراین، در زمین، آب نقش مهمی به عنوان یک تجمع کننده گرما ایفا می کند.

ساختار تعادل حرارتی به عرض جغرافیایی و نوع منظر بستگی دارد که به نوبه خود به آن بستگی دارد. نه تنها هنگام حرکت از استوا به قطب ها، بلکه هنگام حرکت از خشکی به دریا نیز به طور قابل توجهی تغییر می کند. زمین و اقیانوس هم از نظر میزان تابش جذب شده و هم در ماهیت توزیع گرما با هم تفاوت دارند. در تابستان در اقیانوس، گرما تا عمق چند صد متری گسترش می یابد. در طول فصل گرم، اقیانوس از 1.3×109 تا 2.5×109 J/m2 انباشته می شود. در خشکی، گرما تا عمق چند متری گسترش می یابد و در طول فصل گرم حدود 0.1 × 109 J/m 2 در اینجا جمع می شود که 10-25 برابر کمتر از اقیانوس است. به دلیل منبع زیاد گرما، اقیانوس در زمستان کمتر از خشکی سرد می شود. محاسبات نشان می دهد که مقدار گرمای یک بار اقیانوس در اقیانوس 21 برابر بیشتر از عرضه آن به سطح زمین به عنوان یک کل است. حتی در یک لایه 4 متری آب اقیانوس، 4 برابر بیشتر از کل اتمسفر گرما وجود دارد.

تا 80 درصد از انرژی جذب شده توسط اقیانوس برای تبخیر آب استفاده می شود. این 12×10 23 J/m2 در سال است که 7 برابر بیشتر از همان ماده تراز حرارتی زمین است. 20 درصد انرژی صرف تبادل گرمای متلاطم با اتمسفر می شود (که بیشتر از خشکی است). تبادل گرمای عمودی اقیانوس با جو همچنین انتقال افقی گرما را تحریک می کند و به همین دلیل تا حدی به خشکی ختم می شود. یک لایه 50 متری آب در تبادل حرارت بین اقیانوس و جو شرکت می کند.

تغییرات در تابش و تعادل گرما.مجموع سالانه تراز تشعشع تقریباً در همه جای زمین مثبت است، به استثنای مناطق یخبندان گرینلند و قطب جنوب. مقادیر متوسط ​​سالانه آن در جهت از استوا به قطب ها، به دنبال الگوهای توزیع تابش خورشیدی در سراسر کره زمین کاهش می یابد (شکل 7.3). تعادل تشعشع بر روی اقیانوس بیشتر از روی زمین است. این به دلیل آلبدوی پایین سطح آب، افزایش رطوبت در عرض های جغرافیایی استوایی و گرمسیری است. تغییرات فصلی در تعادل تابش در تمام عرض های جغرافیایی اتفاق می افتد، اما با درجات مختلفبیان در عرض های جغرافیایی کم، فصلی توسط رژیم بارش تعیین می شود، زیرا شرایط حرارتی در اینجا کمی تغییر می کند. در عرض های جغرافیایی معتدل و بالا، فصلی بودن توسط رژیم حرارتی تعیین می شود: تعادل تابش از مثبت در تابستان به منفی در زمستان تغییر می کند. تراز منفی دوره سرد سال در عرض های جغرافیایی معتدل و قطبی تا حدی با فرارفت گرما توسط هوا و جریان های دریایی از عرض های جغرافیایی پایین جبران می شود.

برای حفظ تعادل انرژی زمین، باید انتقال گرما به سمت قطب ها وجود داشته باشد. کمی کمتر از این گرما توسط جریان های اقیانوسی و بقیه توسط جو منتقل می شود. تفاوت در گرمایش زمین، عملکرد آن را به عنوان یک موتور حرارتی جغرافیایی تعیین می کند که در آن گرما از بخاری به یخچال منتقل می شود. در طبیعت، این فرآیند به دو صورت تحقق می‌یابد: اولاً، ناهمگونی‌های فضایی ترمودینامیکی سیستم‌های سیاره‌ای از بادها و جریان‌های دریایی را تشکیل می‌دهند. ثانیاً این سیستم های سیاره ای خود در توزیع مجدد گرما و رطوبت در کره زمین شرکت می کنند. بنابراین، گرما از استوا به سمت قطب ها توسط جریان های هوا یا جریان های اقیانوسی و هوای سرد یا توده های آب به استوا منتقل می شود. روی انجیر شکل 7.4 انتقال آب سطحی گرم در اقیانوس اطلس را به سمت قطب نشان می دهد. انتقال حرارت به سمت قطب ها در نزدیکی عرض جغرافیایی 40 درجه به حداکثر می رسد و در قطب ها صفر می شود.

هجوم تابش خورشیدی نه تنها به عرض جغرافیایی، بلکه به فصل نیز بستگی دارد (جدول 7.4). قابل توجه است که در تابستان حتی گرمای بیشتری نسبت به استوا وارد قطب شمال می شود، اما به دلیل آلبدوی بالای دریاهای قطب شمال، یخ در اینجا ذوب نمی شود.

توزیع دمادر توزیع افقیدماها تاثیر می گذارد موقعیت جغرافیایی، تسکین، خواص و ترکیب مواد سطح زیرین، سیستم ها جریان های اقیانوسیو ماهیت گردش اتمسفر در لایه های سطحی و نزدیک به سطح.

برنج. 7.3. توزیع میانگین توازن تابش سالانه روی سطح زمین، MJ / (m2 × سال) (طبق نظر S.P. Khromov و M.A. Petrosyants، 1994)

برنج. 7.4. انتقال حرارت در قسمت شمالی اقیانوس اطلس, درجه سانتی گراد(به گفته S. Neshiba, 1991). مناطق سایه دار مناطقی هستند که آب سطحی آنها گرمتر از میانگین اقیانوس است. اعداد نشان دهنده انتقال حجمی آب (میلیون متر مکعب در ثانیه)، فلش ها جهت جریان ها، خط ضخیم نشان دهنده جریان خلیج فارس است.

جدول 7.4. کل تشعشعات وارد شده به سطح زمین (N.I. Egorov، 1966)

منبع انرژی گرما و نور برای زمین تابش خورشید است. مقدار آن به عرض جغرافیایی مکان بستگی دارد، زیرا زاویه تابش پرتوهای خورشید از استوا به قطب ها کاهش می یابد. هر چه زاویه تابش پرتوهای خورشید کمتر باشد، سطح بزرگپرتوی از پرتوهای خورشیدی با سطح مقطع یکسان توزیع می شود و بنابراین انرژی کمتری در واحد سطح وجود دارد.

با توجه به اینکه در طول سال زمین 1 دور خورشید می چرخد، حرکت می کند و زاویه میل محور خود را به صفحه مدار ثابت نگه می دارد (دایره البروج)، فصل هایی از سال ظاهر می شوند که مشخصه آنها این است. شرایط مختلفگرمایش سطح

در 21 مارس و 23 سپتامبر، خورشید در اوج خود در زیر خط استوا (اعتدال) قرار دارد. در 22 ژوئن، خورشید در اوج خود بر فراز استوایی شمالی، در 22 دسامبر - بر فراز جنوب است. مناطق نور و مناطق حرارتی در سطح زمین متمایز می شوند (مرز منطقه گرم (گرم) از امتداد میانگین ایزوترم سالانه + 20 درجه سانتیگراد عبور می کند؛ بین میانگین ایزوترم سالانه + 20 درجه سانتیگراد و ایزوترم + 10 درجه سانتیگراد وجود دارد. یک کمربند معتدل؛ با توجه به ایزوترم + 10 درجه سانتیگراد - کمربند سرد.

پرتوهای خورشید از اتمسفر شفاف بدون گرم کردن عبور می کنند، به سطح زمین می رسند، آن را گرم می کنند و هوا در اثر تابش امواج بلند از آن گرم می شود. درجه گرم شدن سطح و در نتیجه هوا، در درجه اول به عرض جغرافیایی منطقه و همچنین به ارتفاع 1) از سطح دریا بستگی دارد (با افزایش آن، دمای هوا به طور متوسط ​​0.6 درجه سانتیگراد در هر 100 متر کاهش می یابد. 2) ویژگی‌های سطح زیرین که می‌توانند رنگ‌های متفاوتی داشته باشند و دارای آلبدوی متفاوتی باشند - توانایی بازتابی سنگ‌ها. همچنین سطوح مختلف ظرفیت حرارتی و انتقال حرارت متفاوتی دارند. آب به دلیل ظرفیت گرمایی بالا به آرامی و کند گرم می شود در حالی که زمین برعکس است. 3) از سواحل تا اعماق قاره ها از میزان بخار آب در هوا کاسته می شود و هر چه جو شفاف تر باشد نور خورشید توسط قطرات آب کمتر در آن پراکنده می شود و نور خورشید بیشتر به سطح زمین می رسد.

به مجموع ماده و انرژی خورشیدی وارد شده به زمین تابش خورشیدی می گویند. به مستقیم و پراکنده تقسیم می شود. تابش مستقیم- مجموعه ای از نور مستقیم خورشید که با آسمان بدون ابر به جو نفوذ می کند. تشعشع پراکنده- بخشی از تشعشع در جو پراکنده است، در حالی که پرتوها در همه جهات می روند. P + P = تابش کل. بخشی از کل تشعشعات منعکس شده از سطح زمین را تابش بازتابی می نامند. بخشی از کل تشعشع جذب شده توسط سطح زمین را تشعشعات جذب شده تشکیل می دهد. انرژی گرمایی که از اتمسفر گرم شده به سطح زمین حرکت می کند، به سمت جریان گرما از زمین، تابش متقابل جو نامیده می شود.

مقدار سالانه تابش کل خورشید بر حسب کیلو کالری بر سانتی متر 2 سال (طبق گفته T.V. Vlasova).

تابش موثر- مقداری که بیانگر انتقال واقعی گرما از سطح زمین به جو است. تفاوت بین تابش زمین و تابش متضاد جو، گرم شدن سطح را تعیین می کند. تعادل تابش مستقیماً به تشعشع مؤثر بستگی دارد - نتیجه تعامل دو فرآیند ورود و مصرف تابش خورشیدی. میزان تعادل تا حد زیادی تحت تأثیر ابری است. جایی که در شب قابل توجه است، تابش امواج بلند زمین را رهگیری می کند و از فرار آن به فضا جلوگیری می کند.

دمای سطح زیرین و لایه‌های سطحی هوا و تعادل حرارتی مستقیماً به هجوم تابش خورشیدی بستگی دارد.

تعادل حرارتی دما، بزرگی و تغییر آن را بر روی سطحی که مستقیماً توسط پرتوهای خورشید گرم می شود، تعیین می کند. هنگامی که این سطح گرم می شود، گرما (در محدوده موج بلند) را هم به لایه های زیرین و هم به جو منتقل می کند. خود سطح را سطح فعال می نامند.

اجزای اصلی تعادل گرمایی جو و سطح زمین به طور کلی

فهرست مطالب	مقدار بر حسب %
انرژی که از خورشید به سطح زمین می رسد
تابش منعکس شده توسط جو به فضای بین سیاره ای، از جمله 1) منعکس شده توسط ابرها 2) متلاشی می شود
تابش جذب شده توسط جو، از جمله: 1) جذب ابرها 2) توسط ازن جذب می شود 3) توسط بخار آب جذب می شود
تابش به سطح زیرین (مستقیم + منتشر)
از آن: 1) توسط سطح زیرین خارج از جو منعکس می شود 2) توسط سطح زیرین جذب می شود.
از آن: 1) تشعشع مؤثر 2) تبادل حرارت متلاطم با جو 3) مصرف گرما برای تبخیر

در دوره روزانه دمای سطح، خشک و بدون پوشش گیاهی، در یک روز صاف، حداکثر بعد از ساعت 14:00 و کمترین آن در حوالی زمان طلوع خورشید رخ می دهد. ابری، رطوبت و پوشش گیاهی سطحی می تواند روند روزانه دما را مختل کند.

حداکثر دمای سطح زمین در روز می تواند +80 درجه سانتیگراد یا بیشتر باشد. نوسانات روزانه به 40 درجه می رسد. مقادیر شدید و دامنه دما به عرض جغرافیایی مکان، فصل، ابری، خواص حرارتی سطح، رنگ آن، ناهمواری، ماهیت پوشش گیاهی، جهت شیب (قرار گرفتن) بستگی دارد.

هنگام گرم شدن، سطح گرما را به خاک منتقل می کند. زمان برای انتقال گرما از لایه ای به لایه دیگر صرف می شود و لحظات شروع حداکثر و حداقل دما در طول روز هر 10 سانتی متر حدود 3 ساعت به تاخیر می افتد. هر چه لایه عمیق تر باشد، گرمای کمتری دریافت می کند و نوسانات دما در آن ضعیف تر می شود. در عمق متوسط ​​حدود 1 متر، نوسانات روزانه دمای خاک "از بین می رود". لایه ای که در آن توقف می کنند لایه دمای ثابت روزانه نامیده می شود.

در عمق 5-10 متری در عرض های جغرافیایی گرمسیری و 25 متری در عرض های جغرافیایی بالا، لایه ای از دمای ثابت سالانه وجود دارد که در آن دما نزدیک به میانگین دمای هوای سالانه بالای سطح است.

آب کندتر گرم می شود و گرما را کندتر آزاد می کند. علاوه بر این، اشعه های خورشید می توانند به اعماق زیاد نفوذ کنند و مستقیماً لایه های عمیق تر را گرم کنند. انتقال گرما به عمق نه به دلیل هدایت حرارتی مولکولی، بلکه بیشتر به دلیل اختلاط آبها به صورت متلاطم یا جریان است. هنگامی که لایه های سطحی آب سرد می شوند، همرفت حرارتی رخ می دهد که با اختلاط نیز همراه است.

برخلاف خشکی، نوسانات دمای روزانه در سطح اقیانوس کمتر است. در عرض های جغرافیایی بالا به طور متوسط ​​فقط 0.1ºС، در معتدل - 0.4ºC، در مناطق گرمسیری - 0.5º C. عمق نفوذ این نوسانات 15-20 متر است.

دامنه دمای سالانه در سطح اقیانوس از 1ºC در عرض های جغرافیایی استوایی تا 10.2ºC در عرض های جغرافیایی معتدل. نوسانات دما سالانه تا عمق 200-300 متر نفوذ می کند.

لحظات حداکثر دما در بدنه های آبی در مقایسه با خشکی تاخیر دارد. حداکثر در حدود 15-16 ساعت، حداقل - 2-3 ساعت پس از طلوع خورشید رخ می دهد. حداکثر دمای سالانه در سطح اقیانوس در نیمکره شمالی در ماه اوت رخ می دهد، حداقل - در فوریه.

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 مختلفتشعشع درگیر در تعادل تابش و گرما. واضح است که سطح زمین 47 درصد از کل 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 تشعشعی بر روی 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 تشعشعی افزایش آن در هنگام انتقال از خشکی به اقیانوس با ناپیوستگی و اختلاط خطوط ایزوله در طول ساحل است. این ویژگی در عرض های جغرافیایی استوایی- استوایی بهتر بیان می شود و به تدریج به سمت عرض های قطبی هموار می شود.توازن تشعشعی بیشتر بر روی اقیانوس ها با آلبدوی پایین تر آب به ویژه در عرض های جغرافیایی استوایی-حوایی و با کاهش تشعشعات موثر توضیح داده می شود. به دلیل دمای پایین سطح اقیانوس و رطوبت قابل توجه هوا و ابری بودن، با توجه به افزایش مقادیر تعادل تشعشعی و مساحت وسیع اقیانوس در این سیاره (71%)، او که نقش اصلی را در رژیم حرارتی زمین ایفا می کند. و تفاوت در تعادل تشعشعی اقیانوس ها و قاره ها تأثیر متقابل ثابت و عمیق آنها را بر یکدیگر در تمام عرض های جغرافیایی تعیین می کند.

برنج. 25. تعادل تابش سطح زمین برای سال [MJ / (m 2 X سال)] (طبق نظر S. P. Khromov و M. A. Petrosyants)

تغییرات فصلی در تعادل تابش 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 گستره های وسیعی از عرض های جغرافیایی معتدل و تا حدی بالا، مقادیر تعادل تشعشع قابل توجه است (به عنوان مثال، در ماه ژوئن در خشکی نزدیک دایره قطب شمال، آنها مانند بیابان های گرمسیری هستند) 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 تابش منفی است: خط تعادل تابش صفر 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 حدودی با هجوم گرما با توده های هوا و آب از عرض های جغرافیایی استوایی-حوایی جبران می شود. برخلاف عرض‌های جغرافیایی کم در عرض‌های جغرافیایی معتدل و بالا، فصول سال عمدتاً توسط شرایط حرارتی تعیین می‌شوند که به تعادل تابش بستگی دارد.

برنج. 26. تعادل تابشی سطح زمین برای ژوئن [در 10 2 مگا ژول / (m 2 x M es.) |

در کوه‌های تمام عرض‌های جغرافیایی، توزیع تعادل تشعشع به دلیل تأثیر ارتفاع، 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 تشعشع موثر و عوامل دیگر پایین تر است.

جو زمین تعادل تشعشعی خاص خود را دارد. ورود تابش به جو به دلیل جذب تابش امواج کوتاه خورشیدی و امواج بلند زمینی است. تابش 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 تابشی سطح زمین و جو 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 لایه های سطحی و 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 روش های غیر تشعشعی انتقال حرارت است که تعادل تشعشع سطح زمین و جو را متعادل می کند و هر دو را به صفر می رساند و از گرم شدن بیش از حد سطح و فوق خنک شدن جو زمین جلوگیری می کند. 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 به همین میزان تابش 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 تابشی 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 گرمایی 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,

که در آن B تعادل تابشی سطح زمین است، LE مصرف گرمای تبخیر است (L گرمای ویژه تبخیر، £ جرم آب تبخیر شده است)، P تبادل حرارتی آشفته 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 برگشت 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 را ثابت و G را برای تقریباً هر سطحی 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 به دلیل عوامل متعددی که بر آن تأثیر می‌گذارند، پیچیده‌تر از تابش است: ابری، بارندگی، گرمایش سطح و غیره. در عرض‌های جغرافیایی مختلف، مقادیر تعادل حرارتی در یک جهت یا جهت دیگر از 0 متفاوت است. : در عرض های جغرافیایی بالا منفی و در کم - مثبت. کمبود گرما در مناطق قطبی شمالی و جنوبی با انتقال آن از عرض های جغرافیایی گرمسیری عمدتاً با کمک جریان های اقیانوسی و توده های هوا جبران می شود و 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 رژیم های حرارتی متقابلاً مکمل سطح زمین و جو یکدیگر را متعادل می کنند: تمام تابش خورشیدی وارد شده به زمین (100٪) با از دست دادن تابش زمین به دلیل بازتاب (30٪) و تشعشع (70٪) متعادل می شود. 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، ویژگی ها و شدت بسیاری از فرآیندهای رخ داده در پوشش جغرافیایی و مهمتر از همه رژیم حرارتی تروپوسفر را تعیین می کند.