Слънчева радиация и топлинен баланс. Топлинен баланс на земната повърхност и атмосфера. Концепцията за термобаричното поле на Земята
Атмосферата, подобно на земната повърхност, получава почти цялата си топлина от Слънцето. Други източници на топлина включват топлината, идваща от недрата на Земята, но тя представлява само част от процента от общото количество топлина.
Въпреки че слънчевата радиация служи като единствен източник на топлина за земната повърхност, топлинният режим на географската обвивка не е само следствие от радиационния баланс. Слънчевата топлина се трансформира и преразпределя под въздействието на земни фактори и основно се трансформира от въздушни и океански течения. Те от своя страна са причинени от неравномерното разпределение на слънчевата радиация по географски ширини. Това е един от най-ярките примери за тясната глобална връзка и взаимодействие на различни компоненти в природата.
За живата природа на Земята е важно преразпределението на топлината между различните географски ширини, както и между океаните и континентите. Благодарение на този процес на земната повърхност възниква много сложно пространствено преразпределение на топлината в съответствие с горните посоки на движение на въздушните и океанските течения. Общият пренос на топлина обаче е насочен, като правило, от ниски към високи географски ширини и от океаните към континентите.
Разпределението на топлината в атмосферата става чрез конвекция, проводимост и излъчване. Топлинната конвекция се среща навсякъде на планетата; ветровете, възходящите и низходящите въздушни течения са повсеместни. Конвекцията е особено силна в тропиците.
Топлинната проводимост, тоест преносът на топлина чрез директен контакт на атмосферата с топлата или студена повърхност на земята, е от относително малко значение, тъй като въздухът е лош проводник на топлина. Това свойство е намерило широко приложение при производството на дограма с двоен стъклопакет.
Топлинните вложения и разходи в долните слоеве на атмосферата на различни географски ширини не са еднакви. Северно от 38° с.ш. w. отделя се повече топлина, отколкото се абсорбира. Тази загуба се компенсира от топлите океански и въздушни течения, насочени към умерените ширини.
Процесът на получаване и потребление на слънчева енергия, отопление и охлаждане на цялата система на земната атмосфера се характеризира с топлинен баланс. Ако вземем годишното доставяне на слънчева енергия към горната граница на атмосферата за 100%, тогава балансът на слънчевата енергия ще изглежда така: 42% се отразяват от Земята и се връщат обратно в космоса (тази стойност характеризира земното албедо), като 38% се отразяват от атмосферата и 4% от повърхността на земята. Останалите (58%) се абсорбират: 14% от атмосферата и 44% от земната повърхност. Нагрятата повърхност на Земята връща цялата енергия, която е погълнала. В същото време излъчването на енергия от земната повърхност е 20%, 24% се изразходват за нагряване на въздуха и изпаряване на влага (5,6% за нагряване на въздуха и 18,4% за изпаряване на влага).
Това са общите характеристики на топлинния баланс на земното кълбо като цяло. Всъщност за различни географски ширини за различни повърхности топлинният баланс далеч не е еднакъв. По този начин топлинният баланс на всяка територия се нарушава при изгрев и залез, със смяната на сезоните, в зависимост от атмосферните условия (облачност, влажност на въздуха и съдържание на прах), естеството на повърхността (вода или земя, гора или лук, сняг покрита или гола земя), височина над морското равнище. Повечето топлина се излъчва през нощта, през зимата и чрез разреден, чист и сух въздух на голяма надморска височина. Но в крайна сметка загубите от радиация се компенсират от топлината, идваща от Слънцето, а на Земята като цяло преобладава състояние на динамично равновесие, в противен случай тя ще се нагрее или, обратно, ще се охлади.
Температура на въздуха
Атмосферата се нагрява по доста сложен начин. Късите дължини на вълните на слънчевата светлина, вариращи от видимо червено до ултравиолетова светлина, се преобразуват на повърхността на Земята в по-дълги топлинни вълни, които по-късно нагряват атмосферата, когато се излъчват от повърхността на Земята. Долните слоеве на атмосферата се нагряват по-бързо от горните, което се обяснява с посоченото топлинно излъчване от земната повърхност и факта, че те имат по-висока плътност и са наситени с водни пари.
Характерна особеност на вертикалното разпределение на температурата в тропосферата е нейното намаляване с височина. Средният вертикален температурен градиент, т.е. средното понижение, изчислено на 100 m височина, е 0,6 ° C. Охлаждането на влажния въздух е придружено от кондензация на влага. В този случай се отделя определено количество топлина, което е изразходвано за образуването на пара. Следователно, когато влажният въздух се издига, охлаждането му става почти два пъти по-бързо от сухия въздух. Геотермичният коефициент на сух въздух в тропосферата е средно 1 ° C.
Въздухът, който се издига от нагрятата повърхност на земята и водните тела, навлиза в зона на ниско налягане. Това му позволява да се разширява и във връзка с това определено количество топлинна енергия се превръща в кинетична енергия. В резултат на този процес въздухът се охлажда. Ако в същото време не получава топлина от никъде и не я отдава никъде, тогава целият описан процес се нарича адиабатно или динамично охлаждане. И обратно, въздухът се спуска и навлиза в зона на високо налягане, той се компресира от въздуха, който го заобикаля, и механичната енергия се превръща в топлинна енергия. Поради това въздухът изпитва адиабатно нагряване, което е средно 1 ° C на всеки 100 m спускане.
Понякога температурата на въздуха се повишава с надморска височина. Това явление се нарича инверсия. Причините за това проявление са разнообразни: радиация от Земята над ледените покривки, преминаването на силни потоци топъл въздух над студена повърхност Инверсиите са особено характерни за планинските райони: тежък студен въздух се влива в планински котловини и се застоява там, измествайки по-леките топъл въздух нагоре.
Дневните и годишни промени в температурата на въздуха отразяват топлинното състояние на повърхността. В приземния слой на въздуха дневният максимум се установява към 14-15 часа, а минимумът се наблюдава след изгрев слънце. Най-голямата дневна амплитуда се среща в субтропичните ширини (30 ° C), най-малката в полярните ширини (5 ° C). Годишните температурни колебания зависят от географската ширина, естеството на подстилащата повърхност, височината на мястото над океанското равнище, релефа и разстоянието от океана.
Установени са определени географски закономерности в разпределението на годишните температури на земната повърхност.
1. И в двете полукълба средните температури намаляват към полюсите. Въпреки това, термичният екватор - топъл паралел със средна годишна температура от 27 °C - се намира в Северното полукълбо на приблизително 15-20 ° ширина. Това се обяснява с факта, че земята заема по-голяма площ тук, отколкото на географския екватор.
2. От екватора на север и юг температурите се променят неравномерно. Между екватора и 25-ия паралел температурата намалява много бавно - по-малко от два градуса на всеки десет градуса географска ширина. Между 25° и 80° географска ширина в двете полукълба температурите намаляват много бързо. На някои места това понижение надвишава 10 ° C. По-нататък към полюсите скоростта на падане на температурата отново намалява.
3. Средните годишни температури на всички паралели в южното полукълбо са по-ниски от температурата на съответните паралели в северното полукълбо. Средната температура на въздуха на преобладаващо „континенталното“ северно полукълбо е +8,6 ° C през януари, +22,4 ° C през юли; в южното "океанско" полукълбо средната температура през юли е +11,3 ° C, през януари - +17,5 ° C. Два пъти по-голямата годишна амплитуда на температурните колебания на въздуха в северното полукълбо се обяснява с особеностите на разпределението на земя и море на съответните географски ширини и охлаждащия ефект на грандиозния леден купол на Антарктика върху климата на южното полукълбо.
Важни характеристики на разпределението на температурите на въздуха на Земята се предоставят от картите на изотермите. Така, въз основа на анализа на разпределението на юлските изотерми върху земната повърхност, могат да се формулират следните основни изводи.
1. В екстратропичните райони на двете полукълба изотермите над континентите се огъват на север спрямо позицията си върху прозорците. В Северното полукълбо това се дължи на факта, че земята се нагрява повече от морето, но в Южното полукълбо връзката е обратната: по това време земята е по-студена от морето.
2. Над океаните юлските изотерми отразяват влиянието на температурните течения на студения въздух. Това е особено забележимо по онези западни брегове на Северна Америка и Африка, които се измиват от студените калифорнийски и канарски океански течения. В южното полукълбо изотермите са извити в обратна посока на север - също под влияние на студени течения.
3. Най-високи средни юлски температури се наблюдават в пустините, разположени на север от екватора. По това време е особено горещо в Калифорния, Сахара, Арабия, Иран и вътрешността на Азия.
Разпределението на януарските изотерми също има свои собствени характеристики.
1. Завоите на изотермите над океаните на север и над сушата на юг стават още по-изпъкнали и контрастни. Това е най-очевидно в Северното полукълбо. Силните завои на изотермите към Северния полюс отразяват увеличаването на топлинната роля на океанските течения Гълфстрийм в Атлантическия океан и Куро-Сио в Тихия океан.
2. В извънтропичните райони на двете полукълба изотермите над континентите са забележимо извити на юг. Това се обяснява с факта, че в Северното полукълбо земята е по-студена, а в Южното е по-топла от морето.
3. Най-високите средни температури през януари се наблюдават в пустините на тропическия пояс на южното полукълбо.
4. Областите на най-голямо охлаждане на планетата през януари, както и през юли, са Антарктида и Гренландия.
Като цяло може да се каже, че изотермите на южното полукълбо през всички сезони на годината имат по-линеен (широчинен) модел на простиране. Липсата на значителни аномалии в хода на изотермите тук се обяснява със значителното преобладаване на водната повърхност над сушата. Анализът на хода на изотермите показва тясна зависимост на температурите не само от количеството слънчева радиация, но и от преразпределението на топлината от океанските и въздушните течения.
Радиационен баланспредставлява разликата между притока и изтичането на лъчиста енергия, погълната и излъчена от земната повърхност.
Радиационният баланс е алгебрична сума на радиационните потоци в определен обем или върху определена повърхност. Когато се говори за радиационния баланс на атмосферата или системата Земя-атмосфера, те най-често имат предвид радиационния баланс на земната повърхност, който определя топлообмена на долната граница на атмосферата. Тя представлява разликата между погълнатата обща слънчева радиация и ефективната радиация на земната повърхност.
Радиационният баланс е разликата между притока и изтичането на лъчиста енергия, погълната и излъчена от земната повърхност.
Радиационният баланс е най-важният климатичен фактор, тъй като разпределението на температурата в почвата и прилежащите въздушни слоеве силно зависи от неговата стойност. От него зависят физическите свойства на въздушните маси, движещи се през Земята, както и интензивността на изпарението и топенето на снега.
Разпределението на годишните стойности на радиационния баланс на повърхността на земното кълбо не е същото: в тропическите ширини тези стойности достигат 100... 120 kcal/(cm2 година), а максималните (до 140 kcal /(cm2 година)) се наблюдават край северозападния бряг на Австралия). В пустинните и сухите райони стойностите на радиационния баланс са по-ниски в сравнение с районите с достатъчно и прекомерно овлажняване на същите географски ширини. Това се дължи на увеличаване на албедото и увеличаване на ефективната радиация поради високата сухота на въздуха и ниската облачност. В умерените ширини стойностите на радиационния баланс бързо намаляват с увеличаване на географската ширина поради намаляване на общата радиация.
Средно годишно сумите на радиационния баланс за цялата повърхност на земното кълбо се оказват положителни, с изключение на районите с постоянна ледена покривка (Антарктида, Централна Гренландия и др.).
Енергията, измерена чрез радиационния баланс, се изразходва частично за изпарение, частично се прехвърля във въздуха и накрая известно количество енергия отива в почвата и отива да я загрее. По този начин общата входяща и изходяща топлина за земната повърхност, наречена топлинен баланс, може да бъде представена като следното уравнение:
Тук B е радиационният баланс, M е топлинният поток между повърхността на Земята и атмосферата, V е потреблението на топлина за изпарение (или отделяне на топлина при кондензация), T е топлообменът между повърхността на почвата и дълбоките слоеве.
Фигура 16 - Въздействие на слънчевата радиация върху земната повърхност
Средно за една година почвата практически отдава толкова топлина на въздуха, колкото получава, следователно в годишните заключения топлообменът в почвата е нула. Топлината, загубена чрез изпаряване, се разпределя много неравномерно по повърхността на земното кълбо. В океаните те зависят от количеството слънчева енергия, достигаща до повърхността на океана, както и от характера на океанските течения. Топлите течения увеличават разхода на топлина за изпарение, докато студените течения го намаляват. На континентите потреблението на топлина за изпарение се определя не само от количеството слънчева радиация, но и от запасите от влага, съдържащи се в почвата. При липса на влага, което води до намаляване на изпарението, консумацията на топлина за изпаряване се намалява. Поради това в пустините и полупустините те значително намаляват.
Почти единственият източник на енергия за всички физически процеси, протичащи в атмосферата, е слънчевата радиация. Основна особеност на радиационния режим на атмосферата е т.нар. парников ефект: атмосферата слабо абсорбира късовълновата слънчева радиация (по-голямата част от нея достига до земната повърхност), но задържа дълговълнова (изцяло инфрачервена) топлинна радиация от земната повърхност, което значително намалява топлообмена на Земята в космическото пространство и повишава температурата си.
Слънчевата радиация, навлизаща в атмосферата, се абсорбира частично в атмосферата главно от водни пари, въглероден диоксид, озон и аерозоли и се разпръсква върху аерозолни частици и върху колебанията на атмосферната плътност. Поради разсейването на лъчистата енергия на Слънцето в атмосферата се наблюдава не само пряка слънчева радиация, но и разсеяна радиация; заедно те съставляват общата радиация. Достигайки земната повърхност, общата радиация се отразява частично от нея. Количеството отразена радиация се определя от отражателната способност на подлежащата повърхност, т.нар. албедо. Благодарение на погълнатата радиация земната повърхност се нагрява и става източник на собствено дълговълново лъчение, насочено към атмосферата. От своя страна атмосферата също излъчва дълговълнова радиация, насочена към земната повърхност (т.нар. противорадиация на атмосферата) и в космическото пространство (т.нар. изходяща радиация). Рационалният топлообмен между земната повърхност и атмосферата се определя от ефективното излъчване - разликата между собственото излъчване на земната повърхност и погълнатото от нея противоизлъчване на атмосферата. Разликата между късовълновата радиация, погълната от земната повърхност, и ефективната радиация се нарича радиационен баланс.
Трансформацията на енергията на слънчевата радиация след нейното поглъщане от земната повърхност и в атмосферата съставлява топлинния баланс на Земята. Основният източник на топлина за атмосферата е земната повърхност, която поглъща основната част от слънчевата радиация. Тъй като абсорбцията на слънчевата радиация в атмосферата е по-малка от загубата на топлина от атмосферата в космоса чрез дълговълнова радиация, радиационната консумация на топлина се попълва от притока на топлина към атмосферата от земната повърхност под формата на турбулентни топлообмен и пристигането на топлина в резултат на кондензация на водни пари в атмосферата. Тъй като общото количество кондензация в цялата атмосфера е равно на количеството на валежите, както и количеството на изпарението от земната повърхност, пристигането на кондензационна топлина в атмосферата е числено равно на топлината, загубена за изпаряване на земната повърхност. повърхност.
ТОПЛИНЕН БАЛАНС НА ЗЕМНАТА ПОВЪРХНОСТ
ТОПЛИННИЯ БАЛАНС НА ЗЕМНАТА ПОВЪРХНОСТ е алгебричната сума на топлинните потоци, идващи към и напускащи земната повърхност. Изразява се с уравнението:
Където Р- радиационен баланс на земната повърхност; П- турбулентен топлинен поток между земната повърхност и атмосферата; Л.Е.- разход на топлина за изпарение; IN- потока на топлина от земната повърхност в дълбините на почвата или водата или обратно. Съотношението на компонентите на баланса се променя с времето в зависимост от свойствата на подстилащата повърхност и географската ширина на мястото. Естеството на топлинния баланс на земната повърхност и нейното енергийно ниво определят характеристиките и интензивността на повечето екзогенни процеси. Данните за топлинния баланс на земната повърхност играят важна роля при изучаването на изменението на климата, географската зоналност и топлинния режим на организмите.
Екологичен енциклопедичен речник. - Кишинев: Главна редакция на Молдавската съветска енциклопедия. И.И. Деду. 1989 г.
- ТОПЛИННО ИЗЛЪЧВАНЕ
- ТОПЛИНЕН БАЛАНС НА СИСТЕМАТА ЗЕМЯ-АТМОСФЕРА
Вижте какво е "ТОПЛИННИЯТ БАЛАНС НА ЗЕМНАТА ПОВЪРХНОСТ" в други речници:
топлинен баланс на земната повърхност- Алгебрична сума на топлинните потоци, идващи към земната повърхност и излъчвани от нея... Речник по география
Топлинен баланс на Земята, съотношението на входящата и изходящата енергия (лъчиста и топлинна) на земната повърхност, в атмосферата и в системата на земната атмосфера. Основният източник на енергия за по-голямата част от физичните, химичните и биологичните... ...
ТОПЛИНЕН БАЛАНС- земната повърхност е алгебричната сума на топлинните потоци, идващи към и напускащи земната повърхност. Изразява се с уравнението: R + P + LE + B=0, където R е радиационният баланс на земната повърхност; P турбулентен топлинен поток между земните... ... Екологичен речник
I Топлинният баланс е сравнение на прихода и потреблението (ползотворно използвана и загубена) на топлина при различни термични процеси (вижте Термичен процес). В технологията T. b. използва се за анализ на топлинни процеси, протичащи в пара... Велика съветска енциклопедия
Голям енциклопедичен речник
Сравнение на приходите и потреблението на топлинна енергия при анализа на топлинните процеси. Съставя се както при изучаването на природни процеси (топлинен баланс на атмосферата, океана, земната повърхност и Земята като цяло и др.), така и в технологиите в различни топлинни ... енциклопедичен речник
Сравнение на приходите и потреблението на топлинна енергия при анализа на топлинните процеси. Съставя се както при изучаването на природните процеси (атмосфера, океан, земна повърхност и Земята като цяло и т.н.), така и в технологиите по различни начини. термични уреди..... Естествени науки. енциклопедичен речник
- (Френски баланс, от балансьор за изтегляне). 1) баланс. 2) в счетоводството, изравнителни сметки за входящи и изходящи суми за изясняване на състоянието на нещата. 3) резултат от сравнение на вноса и износа на една страна. Включен речник на чуждите думи... Речник на чуждите думи на руския език
Атмосфера и подстилаща повърхност, сумата от притока и изтичането на лъчиста енергия, погълната и излъчена от атмосферата и подстилащата повърхност (виж Подстилаща повърхност). За атмосферата на R. b. се състои от входящата част, абсорбирана... ... Велика съветска енциклопедия
Земя (от общославянския земен под, дъно), третата по ред планета от Слънцето в Слънчевата система, астрономически знак Å или, ♀. I. Въведение Земята се нарежда на пето място по размер и маса сред големите планети, но сред планетите на т.нар. земна група, в... ... Велика съветска енциклопедия
Нека първо се спрем на топлинните условия на земната повърхност и най-горните слоеве на почвата и резервоарите. Това е необходимо, тъй като долните слоеве на атмосферата се нагряват и охлаждат най-много чрез радиационен и нерадиационен топлообмен с горните слоеве на почвата и водата. Следователно промените в температурата в долните слоеве на атмосферата се определят предимно от промените в температурата на земната повърхност и следват тези промени.
Земната повърхност, тоест повърхността на почвата или водата (както и растителната, снежната и ледената покривка), непрекъснато получава и губи топлина по различни начини. През земната повърхност топлината се пренася нагоре в атмосферата и надолу в почвата или водата.
Първо, общата радиация и противорадиацията от атмосферата достигат до земната повърхност. Те повече или по-малко се абсорбират от повърхността, т.е. отиват да затоплят горните слоеве на почвата и водата. В същото време земната повърхност се излъчва и същевременно губи топлина.
Второ, топлината идва на земната повърхност отгоре, от атмосферата, чрез топлопроводимост. По същия начин топлината излиза от земната повърхност в атмосферата. Чрез топлопроводимост топлината също се движи от земната повърхност надолу в почвата и водата или идва на земната повърхност от дълбините на почвата и водата.
Трето, земната повърхност получава топлина, когато върху нея се кондензира водна пара от въздуха или, напротив, губи топлина, когато водата се изпарява от нея. В първия случай се отделя скрита топлина, във втория топлината преминава в латентно състояние.
Във всеки период от време същото количество топлина напуска земната повърхност нагоре и надолу, както получава отгоре и отдолу през това време. Ако беше другояче, законът за запазване на енергията не би бил изпълнен: би било необходимо да се приеме, че енергията се появява или изчезва на земната повърхност. Въпреки това е възможно, например, повече топлина да отиде нагоре, отколкото идва отгоре; в този случай излишният топлопренос трябва да бъде покрит от пристигането на топлина на повърхността от дълбините на почвата или водата.
Така че алгебричната сума на всички входящи и изходящи топлинни потоци на земната повърхност трябва да бъде равна на нула. Това се изразява чрез уравнението на топлинния баланс на земната повърхност.
За да напишем това уравнение, първо комбинираме погълнатата радиация и ефективната радиация в радиационен баланс.
Нека обозначим пристигането на топлина от въздуха или освобождаването й във въздуха чрез топлопроводимост като P. Същата печалба или консумация чрез топлообмен с по-дълбоки слоеве на почвата или водата ще се нарича A. Загубата на топлина по време на изпаряване или нейната пристигане по време на кондензация на земната повърхност ще се обозначава с LE, където L е специфичната топлина на изпарение и E - масата на изпарената или кондензирана вода.
Можем също така да кажем, че смисълът на уравнението е, че радиационният баланс на земната повърхност се балансира чрез нерадиационен топлопренос (фиг. 5.1).
Уравнение (1) е валидно за всеки период от време, включително многогодишен период.
От факта, че топлинният баланс на земната повърхност е нулев, не следва, че повърхностната температура не се променя. Когато преносът на топлина е насочен надолу, топлината, която излиза на повърхността отгоре и отива в дълбочина от нея, в голяма степен остава в най-горния слой на почвата или водата (в така наречения активен слой). Температурата на този слой и следователно температурата на земната повърхност се повишава. Напротив, когато топлината се пренася през земната повърхност отдолу нагоре, в атмосферата, топлината излиза предимно от активния слой, в резултат на което температурата на повърхността спада.
От ден на ден и от година на година средната температура на активния слой и земната повърхност на всяко място се променя малко. Това означава, че през деня почти толкова топлина навлиза дълбоко в почвата или водата през деня, колкото ги напуска през нощта. Но все пак през летния ден малко повече топлина отива надолу, отколкото идва отдолу. Следователно слоевете на почвата и водата, а следователно и тяхната повърхност, се нагряват ден след ден. През зимата протича обратният процес. Тези сезонни промени в потока и потока на топлина в почвата и водата са почти балансирани през годината и средната годишна температура на земната повърхност и активния слой се променя малко от година на година.
Топлинен баланс на Земята- съотношението на входящата и изходящата енергия (лъчиста и топлинна) на земната повърхност, в атмосферата и в системата Земя-атмосфера. Основният източник на енергия за по-голямата част от физичните, химичните и биологичните процеси в атмосферата, хидросферата и в горните слоеве на литосферата е слънчевата радиация, следователно разпределението и съотношението на компонентите на топлинния баланс характеризират неговите трансформации в тези черупки.
Топлинният баланс е частна формулировка на закона за запазване на енергията и се съставя за участък от земната повърхност (топлинен баланс на земната повърхност); за вертикален стълб, преминаващ през атмосферата (топлинен баланс на атмосферата); за една и съща колона, преминаваща през атмосферата и горните слоеве на литосферата или хидросферата (топлинен баланс на системата Земя-атмосфера).
Уравнение на топлинния баланс на земната повърхност:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
представлява алгебричната сума на енергийните потоци между елемент от земната повърхност и околното пространство. В тази формула:
R - радиационен баланс, разликата между погълнатата късовълнова слънчева радиация и дълговълновата ефективна радиация от земната повърхност.
P е топлинният поток, възникващ между подлежащата повърхност и атмосферата;
F0 - наблюдава се топлинен поток между земната повърхност и по-дълбоките слоеве на литосферата или хидросферата;
LE - консумация на топлина за изпаряване, която се определя като произведение от масата на изпарената вода E и топлината на изпарение L топлинен баланс
Тези потоци включват радиационен баланс (или остатъчна радиация) R - разликата между абсорбираната късовълнова слънчева радиация и дълговълновата ефективна радиация от земната повърхност. Положителната или отрицателната стойност на радиационния баланс се компенсира от няколко топлинни потока. Тъй като температурата на земната повърхност обикновено не е равна на температурата на въздуха, между подлежащата повърхност и атмосферата възниква топлинен поток P. Подобен топлинен поток F0 се наблюдава между земната повърхност и по-дълбоките слоеве на литосферата или хидросферата. В този случай топлинният поток в почвата се определя от молекулярната топлопроводимост, докато в резервоарите топлообменът като правило има повече или по-малко турбулентен характер. Топлинният поток F0 между повърхността на резервоара и неговите по-дълбоки слоеве е числено равен на промяната в топлинното съдържание на резервоара за даден интервал от време и преноса на топлина чрез течения в резервоара. От съществено значение за топлинния баланс на земната повърхност обикновено е разходът на топлина за изпарение LE, който се определя като произведение на масата на изпарената вода E и топлината на изпарение L. Стойността на LE зависи от овлажняването на земната повърхност, нейната температура, влажност на въздуха и интензивността на турбулентния топлообмен в повърхностния слой на въздуха, което определя скоростта на пренос на водни пари от земната повърхност към атмосферата.
Уравнението на топлинния баланс на атмосферата има формата:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
където ΔW е големината на промяната в съдържанието на топлина вътре във вертикалната стена на атмосферния стълб.
Топлинният баланс на атмосферата се състои от нейния радиационен баланс Ra; входяща или изходяща топлина Lr по време на фазови трансформации на водата в атмосферата (g - общи валежи); приток или изтичане на топлина P поради турбулентен топлообмен на атмосферата със земната повърхност; пристигането или загубата на топлина Fa, причинена от топлообмен през вертикалните стени на колоната, което е свързано с подредени атмосферни движения и макротурбуленция. В допълнение, уравнението на атмосферния топлинен баланс включва термина ΔW, равен на промяната в топлинното съдържание вътре в колоната.
Уравнението на топлинния баланс на системата Земя - атмосфера съответства на алгебричната сума на членовете на уравненията на топлинния баланс на земната повърхност и атмосферата. Компонентите на топлинния баланс на земната повърхност и атмосферата за различни региони на земното кълбо се определят чрез метеорологични наблюдения (в актинометрични станции, в специални станции за топлинен баланс, на метеорологични спътници на Земята) или чрез климатологични изчисления.
Средните стойности на географската ширина на компонентите на топлинния баланс на земната повърхност за океаните, сушата и Земята и топлинния баланс на атмосферата са дадени в таблиците, където стойностите на членовете на топлинния баланс се считат за положителни ако съответстват на пристигането на топлина. Тъй като тези таблици се отнасят за средни годишни условия, те не включват термини, характеризиращи промените в топлинното съдържание на атмосферата и горните слоеве на литосферата, тъй като за тези условия те са близки до нула.
За Земята като планета, заедно с атмосферата, диаграмата на топлинния баланс е представена на фиг. Единица повърхностна площ на външната граница на атмосферата получава поток от слънчева радиация, равен средно на около 250 kcal/cm2 годишно, от които около 1/3 се отразява в космоса и 167 kcal/cm2 на година се поглъща от Земята
Топлообменспонтанен необратим процес на пренос на топлина в пространството, причинен от неравномерно температурно поле. В общия случай преносът на топлина може да бъде причинен и от нехомогенност на полетата на други физични величини, например разлика в концентрациите (дифузионен топлинен ефект). Има три вида топлопредаване: топлопроводимост, конвекция и лъчист топлопренос (на практика топлопреносът обикновено се извършва от всичките 3 вида наведнъж). Топлообменът определя или придружава много процеси в природата (например хода на еволюцията на звездите и планетите, метеорологичните процеси на земната повърхност и др.). в технологиите и в ежедневието. В много случаи, например, когато се изучават процесите на сушене, изпарително охлаждане, дифузия, преносът на топлина се разглежда заедно с преноса на маса. Топлообменът между две охлаждащи течности през плътна стена, която ги разделя, или през интерфейса между тях се нарича топлообмен.
Топлопроводимостедин от видовете пренос на топлина (енергия на топлинно движение на микрочастици) от по-нагрети части на тялото към по-малко нагрети, което води до изравняване на температурата. При топлопроводимост преносът на енергия в тялото се осъществява в резултат на директен пренос на енергия от частици (молекули, атоми, електрони) с по-висока енергия към частици с по-ниска енергия. Ако относителната промяна в температурата на топлопроводимост на разстояние от средния свободен път на частиците l е малка, тогава основният закон на топлопроводимостта (законът на Фурие) е изпълнен: плътността на топлинния поток q е пропорционална на градиента на температурата grad T , тоест (17)
където λ е коефициентът на топлопроводимост или просто топлопроводимостта, не зависи от град T [λ зависи от агрегатното състояние на веществото (виж таблицата), неговата атомно-молекулна структура, температура и налягане, състав (в случай на смес или разтвор).
Знакът минус от дясната страна на уравнението показва, че посоката на топлинния поток и температурният градиент са взаимно противоположни.
Съотношението на стойността Q към площта на напречното сечение F се нарича специфичен топлинен поток или топлинно натоварване и се обозначава с буквата q.
(18)
Стойностите на коефициента на топлопроводимост λ за някои газове, течности и твърди вещества при атмосферно налягане 760 mm Hg са избрани от таблиците.
Пренос на топлина.Топлообмен между две охлаждащи течности чрез плътна стена, която ги разделя, или през интерфейса между тях. Преносът на топлина включва пренос на топлина от по-горещ флуид към стената, пренос на топлина в стената, пренос на топлина от стената към по-студена движеща се среда. Интензивността на топлопреминаване по време на топлопреминаване се характеризира с коефициента на топлопреминаване k, числено равно на количеството топлина, което се пренася през единица повърхност на стената за единица време с температурна разлика между течности от 1 K; размерност k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Стойността на R, реципрочната на коефициента на топлопреминаване, се нарича общо термично съпротивление на топлопреминаване. Например R на еднослойна стена
,
където α1 и α2 са коефициентите на топлопреминаване от горещата течност към повърхността на стената и от повърхността на стената към студената течност; δ - дебелина на стената; λ - коефициент на топлопроводимост. В повечето случаи, срещани в практиката, коефициентът на топлопреминаване се определя експериментално. В този случай получените резултати се обработват по методи, подобни на теорията
Лъчист пренос на топлина -Радиационният топлопренос възниква в резултат на процесите на преобразуване на вътрешната енергия на веществото в радиационна енергия, пренасяне на радиационна енергия и нейното поглъщане от веществото. Протичането на процесите на лъчист топлообмен се определя от взаимното разположение в пространството на телата, които обменят топлина, и свойствата на средата, разделяща тези тела. Съществена разлика между лъчистия топлопренос и другите видове топлопренос (топлопроводимост, конвективен топлопренос) е, че може да се случи в отсъствието на материална среда, разделяща топлопреносните повърхности, тъй като възниква в резултат на разпространението на електромагнитни вълни. радиация.
Лъчистата енергия, попадаща в процеса на лъчист топлообмен върху повърхността на непрозрачно тяло и характеризираща се със стойността на падащия радиационен поток Qpad, се абсорбира частично от тялото и частично се отразява от повърхността му (виж фигурата).
Погълнатият радиационен поток Qabs се определя от съотношението:
Qabs = A Qpad, (20)
където А е абсорбционната способност на тялото. Поради факта, че за непрозрачно тяло
Qpad = Qab + Qotp, (21)
където Qotr е потокът от радиация, отразена от повърхността на тялото, тази последна стойност е равна на:
Qotr = (1 - A) Qpad, (22)
където 1 - A = R е отражателната способност на тялото. Ако поглъщателната способност на едно тяло е 1 и следователно неговата отражателна способност е 0, тоест тялото поглъща цялата падаща върху него енергия, тогава то се нарича абсолютно черно тяло.Всяко тяло, чиято температура е различна от абсолютната нула, излъчва енергия поради до нагряване на тялото. Това лъчение се нарича собствено лъчение на тялото и се характеризира с потока на собственото лъчение Qобщ. Вътрешното лъчение на единица повърхностна площ на тялото се нарича плътност на потока на присъщото лъчение или излъчвателна способност на тялото. Последното, в съответствие със закона за радиацията на Стефан-Болцман, е пропорционално на телесната температура на четвърта степен. Отношението на излъчвателната способност на едно тяло към излъчвателната способност на абсолютно черно тяло при същата температура се нарича степен на излъчване. За всички тела степента на чернотата е по-малка от 1. Ако за някое тяло тя не зависи от дължината на вълната на излъчване, тогава такова тяло се нарича сиво. Естеството на разпределението на енергията на излъчване на сиво тяло по дължини на вълните е същото като това на абсолютно черно тяло, т.е. описано е от закона за излъчване на Планк. Степента на чернота на сивото тяло е равна на неговата абсорбционна способност.
Повърхността на всяко тяло, включено в системата, излъчва потоци от отразена радиация Qotр и собствена радиация Qcob; общото количество енергия, напускаща повърхността на тялото, се нарича ефективен радиационен поток Qeff и се определя от съотношението:
Qeff = Qotr + Qcob. (23)
Част от енергията, погълната от тялото, се връща в системата под формата на собствено лъчение, така че резултатът от лъчистия топлопренос може да бъде представен като разликата между потоците на собственото и абсорбираното лъчение. величина
Qpez = Qcob - Qabl (24)
се нарича поток от резултантно лъчение и показва колко енергия тялото получава или губи за единица време в резултат на лъчист топлопренос. Полученият радиационен поток може да се изрази и във формата
Qpez = Qeff - Qpad, (25)
тоест като разликата между общия разход и общото пристигане на лъчиста енергия на повърхността на тялото. Следователно, като се има предвид това
Qpad = (Qcob - Qpe) / А, (26)
получаваме израз, който се използва широко в изчисленията на лъчистия топлопренос:
Задачата за изчисляване на лъчистия топлопренос е като правило да се намерят получените радиационни потоци върху всички повърхности, включени в дадена система, ако температурите и оптичните характеристики на всички тези повърхности са известни. За да се реши този проблем, в допълнение към последната връзка, е необходимо да се изясни връзката между потока Qpad на дадена повърхност и потоците Qeff на всички повърхности, включени в системата за лъчист топлообмен. За да се намери тази връзка, се използва понятието среден ъглов коефициент на излъчване, което показва каква част от полусферичното (т.е. излъчвано във всички посоки в рамките на полукълбото) излъчване на определена повърхност, включена в системата за лъчист топлообмен, пада върху тази повърхност. По този начин потокът Qpad върху всякакви повърхности, включени в системата за лъчист топлопренос, се определя като сумата от произведенията на Qeff на всички повърхности (включително тази, ако е вдлъбната) и съответните ъглови коефициенти на излъчване.
Лъчистият топлопренос играе важна роля в процесите на топлопредаване, протичащи при температури от около 1000 °C и по-високи. Намира широко приложение в различни области на техниката: металургия, топлоенергетика, ядрена енергетика, ракетна техника, химическа технология, сушилна техника, соларна технология.
Поглъщайки лъчистата енергия на Слънцето, самата Земя се превръща в източник на радиация. Въпреки това, радиацията на Слънцето и радиацията на Земята са значително различни. Пряката, разсеяната и отразената радиация от Слънцето има дължина на вълната от 0,17 до 2-4 mk,и се нарича късовълноврадиация. Нагрятата повърхност на земята, в съответствие с нейната температура, излъчва радиация главно в диапазона на дължината на вълната от 2-4 до 40 мки се нарича дълга вълна.Най-общо казано, както радиацията от Слънцето, така и радиацията от Земята имат вълни с всякаква дължина на вълната. Но по-голямата част от енергията (99,9%) се намира в определения диапазон на дължината на вълната. Разликата в дължините на вълните на излъчване от Слънцето и Земята играе голяма роля в топлинния режим на земната повърхност.
Така, нагрята от лъчите на Слънцето, нашата планета сама се превръща в източник на радиация. Дълговълновите или топлинни лъчи, излъчвани от земната повърхност, насочени отдолу нагоре, в зависимост от дължината на вълната, преминават безпрепятствено през атмосферата или се забавят от нея. Установено е, че излъчването на вълни с дължина 9-12 мксвободно отива в междузвездното пространство, в резултат на което повърхността на земята губи част от топлината си.
За да се реши проблемът с топлинния баланс на земната повърхност и атмосферата, беше необходимо да се определи колко слънчева енергия навлиза в различни региони на Земята и каква част от тази енергия се превръща в други видове.
Опитите да се изчисли количеството слънчева енергия, навлизаща в земната повърхност, са по средата XIXвек, след като са създадени първите актинометрични инструменти. Въпреки това едва през 40-те години XXвек започва широко развитие на проблема за изучаване на топлинния баланс. Това беше улеснено от широкото развитие на актинометричната мрежа от станции в следвоенните години, особено по време на подготовката за Международната геофизична година. Само в СССР до началото на МГГ броят на актинометричните станции достигна 200. В същото време обемът на наблюденията на тези станции се увеличи значително. В допълнение към измерването на късовълновата радиация на Слънцето беше определен радиационният баланс на земната повърхност, т.е. разликата между погълнатата късовълнова радиация и дълговълновата ефективна радиация на подстилащата повърхност. На редица актинометрични станции бяха организирани наблюдения на температурата и влажността на въздуха на надморска височина. Това направи възможно изчисляването на топлинните разходи за изпарение и турбулентен топлопренос.
В допълнение към систематичните актинометрични наблюдения, извършвани в мрежа от наземни актинометрични станции по еднотипна програма, през последните години се извършва експериментална работа за изследване на радиационните потоци в свободната атмосфера. За тази цел в редица станции се извършват систематични измервания на баланса на дълговълновата радиация на различни височини в тропосферата с помощта на специални радиозонди. Тези наблюдения, както и данните за радиационните потоци в свободната атмосфера, получени с помощта на свободни балони, самолети, геофизични ракети и изкуствени спътници на Земята, позволиха да се изследва режимът на компонентите на топлинния баланс.
Използвайки материали от експериментални изследвания и широко използвайки изчислителни методи, служителите на Главната геофизична обсерватория на име. А. И. Воейкова, Т. Г. Берлянд, Н. А. Ефимова, Л. И. Зубенок, Л. А. Строкина, К. Я. Винников и други под ръководството на М. И. Будико в началото на 50-те години за първи път е изградена поредица от карти на компонентите на топлинния баланс за цялото земно кълбо. Тази поредица от карти е публикувана за първи път през 1955 г. Публикуваният атлас съдържа карти на общото разпределение на слънчевата радиация, радиационния баланс, топлинните загуби за изпарение и турбулентния топлообмен средно за всеки месец и година. През следващите години, във връзка с получаването на нови данни, особено за периода на IGY, данните за компонентите на топлинния баланс бяха изяснени и беше съставена нова серия от карти, които бяха публикувани през 1963 г.
Топлинният баланс на земната повърхност и атмосферата, отчитайки притока и отделянето на топлина за системата Земя-атмосфера, отразява закона за запазване на енергията. За да се състави уравнението на топлинния баланс земя-атмосфера, трябва да се вземе предвид цялата топлина - получена и консумирана - от една страна, от цялата Земя заедно с атмосферата, и от друга, от подлежащата повърхност на земята ( заедно с хидросферата и литосферата) и атмосферата. Поглъщайки лъчистата енергия на Слънцето, земната повърхност губи част от тази енергия чрез радиация. Останалата част се изразходва за нагряване на тази повърхност и долните слоеве на атмосферата, както и за изпаряване. Нагряването на подлежащата повърхност е придружено от пренос на топлина в почвата и ако почвата е влажна, тогава в същото време се губи топлина за изпаряване на почвената влага.
Така топлинният баланс на Земята като цяло се състои от четири компонента.
Радиационен баланс ( Р). Определя се от разликата между количеството погълната късовълнова радиация от Слънцето и дълговълнова ефективна радиация.
Топлообмен в почвата, характеризиращ процеса на пренос на топлина между повърхностните и по-дълбоките слоеве на почвата (А).Този топлообмен зависи от топлинния капацитет и топлопроводимостта на почвата.
Турбулентен топлообмен между земната повърхност и атмосфера (R).Определя се от количеството топлина, което подлежащата повърхност получава или отделя в атмосферата, в зависимост от връзката между температурите на подлежащата повърхност и атмосферата.
Топлина, изразходвана за изпаряване( Л.Е.). Определя се от продукта на латентната топлина на изпаряване ( Л) за изпаряване (E).
Тези компоненти на топлинния баланс са свързани помежду си чрез следната връзка:
Р= А+ П+ Л.Е.
Изчисленията на компонентите на топлинния баланс позволяват да се определи как се преобразува входящата слънчева енергия на земната повърхност и в атмосферата. В средните и високите географски ширини притокът на слънчева радиация е положителен през лятото и отрицателен през зимата. Според изчисленията на юг от 39° с.ш. w. Балансът на лъчистата енергия е положителен през цялата година.На ширина около 50° на европейската територия на СССР балансът е положителен от март до ноември и отрицателен през трите зимни месеца. На ширина 80° положителен радиационен баланс се наблюдава само в периода май – август.
В съответствие с изчисленията на топлинния баланс на Земята, общата слънчева радиация, погълната от повърхността на земята като цяло, е 43% от слънчевата радиация, достигаща до външната граница на атмосферата. Ефективното излъчване от земната повърхност е равно на 15% от тази стойност, радиационният баланс - 28%, загубата на топлина за изпарение - 23% и турбулентно топлопредаване - 5%.
Нека сега разгледаме някои резултати от изчисляването на компонентите на топлинния баланс за системата Земя-атмосфера. Ето четири карти: обща радиация за годината, радиационен баланс, консумация на топлина за изпарение и консумация на топлина за нагряване на въздуха чрез турбулентен топлообмен, заимствани от Атласа на топлинния баланс на земното кълбо (редактиран от М. И. Будико). От картата, показана на фигура 10, следва, че най-високите годишни стойности на общата радиация се срещат в сухите зони на Земята. По-специално, в Сахара и арабските пустини общата радиация на година надхвърля 200 kcal/cm 2,а във високите географски ширини на двете полукълба не надвишава 60-80kcal/cm2.
Фигура 11 показва карта на радиационния баланс. Лесно се вижда, че във високи и средни ширини радиационният баланс нараства към ниските ширини, което е свързано с увеличаване на общата и погълнатата радиация. Интересно е да се отбележи, че за разлика от изолиниите на общата радиация, изолиниите на радиационния баланс се нарушават при движение от океаните към континентите, което се дължи на разликата в албедото и ефективната радиация. Последните са по-малки за водната повърхност, така че радиационният баланс на океаните превишава радиационния баланс на континентите.
Най-малките годишни количества (около 60 kcal/cm 2)характерни за райони, където преобладава облачността, както и в сухи райони, където високите стойности на албедото и ефективната радиация намаляват радиационния баланс. Най-големите годишни количества на радиационния баланс (80-90 kcal/cm 2)са характерни за слабо облачните, но относително влажни тропически гори и савани, където притокът на радиация, макар и значителен, е по-голям, но албедото и ефективната радиация са по-големи, отколкото в пустинните райони на Земята.
Разпределението на годишните стойности на изпарение е представено на фигура 12. Консумацията на топлина за изпарение е равна на произведението на стойността на изпарение и латентната топлина на изпарение (ЛE), се определя главно от количеството на изпарението, тъй като латентната топлина на изпарение при естествени условия варира в малки граници и е средно равна на 600 изпражненияна грам изпарена вода.
Както следва от горната фигура, изпарението от сушата зависи главно от запасите от топлина и влага. Следователно максималните годишни количества на изпарение от земната повърхност (до 1000 mm)се провеждат в тропическите ширини, където значителни топлинни
ресурси се комбинират с по-голяма хидратация. Океаните обаче са най-важните източници на изпарение. Максималните му стойности тук достигат 2500-3000 мм.В този случай най-голямото изпарение се случва в райони с относително високи температури на повърхностните води, по-специално в зони на топли течения (Гълфстрийм, Куро-Сиво и др.). Напротив, в зоните на студени течения стойностите на изпарение са малки. В средните ширини има годишен цикъл на изпарение. Освен това, за разлика от сушата, максималното изпарение в океаните се наблюдава през студения сезон, когато големи вертикални градиенти на влажност на въздуха се комбинират с повишена скорост на вятъра.
Турбулентният топлообмен между подлежащата повърхност и атмосферата зависи от условията на радиация и влага. Следователно, най-голямото турбулентно пренасяне на топлина се случва в онези райони на земята, където голям приток на радиация се комбинира със сух въздух. Както се вижда от картата на годишните стойности на турбулентния топлообмен (фиг. 13), това са пустинни зони, където стойността му достига 60 kcal/cm2.Големината на турбулентния топлообмен е малка във високите ширини на двете полукълба, както и в океаните. Максимални годишни стойности могат да бъдат намерени в зоната на топлите морски течения (повече от 30 kcal/cm2 година),където се създават големи температурни разлики между вода и въздух. Следователно най-големият пренос на топлина от океаните се случва в студената част на годината.
Топлинният баланс на атмосферата се определя от поглъщането на късовълнова и корпускулярна радиация от Слънцето, дълговълнова радиация, лъчист и турбулентен топлообмен, топлинна адвекция, адиабатни процеси и др. Данните за пристигането и потреблението на слънчева топлина се използват от метеоролозите, за да обяснят сложната циркулация на атмосферата и хидросферата, циркулацията на топлина и влага и много други процеси и явления, протичащи във въздушната и водната обвивки на Земята.
- Източник-
Погосян, Х.П. Атмосферата на Земята / H.P. Погосян [и други]. – М.: Образование, 1970.- 318 с.
Преглеждания на публикация: 1223
