Топлинен баланс на земната повърхност и системата земя-тропосфера. Радиационен и топлинен баланс Вижте какво е „топлинен баланс на земната повърхност“ в други речници

Атмосферата, подобно на земната повърхност, получава почти цялата си топлина от Слънцето. Други източници на топлина включват топлина, идваща от дълбините 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 топлопренос 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.

Концепцията за термобаричното поле на Земята

Сезонни колебания в радиационния баланс

Сезонните колебания в радиационния режим на Земята обикновено съответстват на промените в облъчването на северното и южното полукълбо по време на годишното въртене на Земята около Слънцето.

В екваториалната зона Няма сезонни колебания в слънчевата топлина: както през декември, така и през юли, радиационният баланс е 6-8 kcal/cm2 на сушата и 10-12 kcal/cm2 в морето на месец.

В тропическите зони Сезонните колебания вече са доста ясно изразени. В Северното полукълбо - Северна Африка, Южна Азия и Централна Америка - през декември радиационният баланс е 2-4 kcal/cm2, а през юни 6-8 kcal/cm2 на месец. Същата картина се наблюдава и в южното полукълбо: радиационният баланс е по-висок през декември (лятото), по-нисък през юни (зимата).

В целия умерен пояс през декември на север от субтропиците (линията на нулевия баланс минава през Франция, Централна Азия и остров Хокайдо), балансът е отрицателен. През юни, дори близо до полярния кръг, радиационният баланс е 8 kcal/cm2 на месец. Най-голямата амплитуда на радиационния баланс е характерна за континенталното Северно полукълбо.

Топлинният режим на тропосферата се определя както от притока на слънчева топлина, така и от динамиката на въздушните маси, които осъществяват адвекцията на топлина и студ. От друга страна, самото движение на въздуха се причинява от температурен градиент (спад на температурата на единица разстояние) между екваториалните и полярните ширини и между океаните и континентите. В резултат на тези сложни динамични процеси се е образувало термобаричното поле на Земята. И двата му елемента - температура и налягане - са толкова взаимосвързани, че в географията е обичайно да се говори за едно термобарично поле на Земята.

Топлината, получена от земната повърхност, се трансформира и преразпределя от атмосферата и хидросферата. Топлината се изразходва главно за изпарение, турбулентен топлообмен и преразпределение на топлината между сушата и океана.

Най-голямо количество топлина се изразходва за изпаряване на вода от океаните и континентите. В тропическите ширини на океаните за изпаряване се изразходват приблизително 100-120 kcal/cm2 годишно, а във водни зони с топли течения до 140 kcal/cm2 годишно, което съответства на изпарението на слой вода 2 m дебел. В екваториалния пояс се изразходва значително по-малко енергия за изпаряване, т.е. приблизително 60 kcal/cm2 годишно; това е еквивалентно на изпарението на еднометров слой вода.

На континентите максималната загуба на топлина за изпаряване се случва в екваториалната зона с влажен климат. В тропическите ширини на сушата има пустини с незначително изпарение. В умерените географски ширини загубата на топлина за изпаряване в океаните е 2,5 пъти по-голяма, отколкото на сушата. Повърхността на океана поглъща от 55 до 97% от цялата радиация, падаща върху него. На цялата планета 80% от слънчевата радиация се изразходва за изпарение и около 20% за турбулентен топлообмен.

Топлината, изразходвана за изпаряване на водата, се прехвърля в атмосферата по време на кондензация на пара под формата на латентна топлина на изпаряване. Този процес играе основна роля в нагряването на въздуха и движението на въздушните маси.

Екваториалните ширини получават максимално количество топлина от кондензацията на водни пари за цялата тропосфера - приблизително 100-140 kcal/cm 2 годишно. Това се обяснява с пристигането тук на огромно количество влага, донесена от пасатите от тропическите води и издигането на въздуха над екватора. В сухите тропически ширини количеството латентна топлина на изпарение е естествено незначително: по-малко от 10 kcal/cm2 годишно в континенталните пустини и около 20 kcal/cm2 годишно над океаните. Водата играе решаваща роля в топлинния и динамичен режим на атмосферата.

Радиационната топлина също навлиза в атмосферата чрез турбулентен въздушен топлообмен. Въздухът е лош проводник на топлина, така че молекулярната топлопроводимост може да осигури нагряване само на малък (няколко метра) долен слой на атмосферата. Тропосферата се нагрява чрез турбулентно, струйно, вихрово смесване: въздухът на долния слой, съседен на земята, се нагрява, издига се на струи и на негово място се спуска горният студен въздух, който също се нагрява. Така топлината бързо се пренася от почвата във въздуха, от един слой в друг.

Турбулентният топлинен поток е по-голям над континентите и по-малко над океаните. Тя достига максималната си стойност в тропическите пустини, до 60 kcal/cm2 годишно, в екваториалните и субтропичните зони намалява до 30-20 kcal/cm2, а в умерените зони - 20-10 kcal/cm2 годишно. В по-голяма площ от океаните водата отделя около 5 kcal/cm2 годишно в атмосферата и само в субполярните ширини въздухът от Гълфстрийм и Курошиво получава топлина до 20-30 kcal/cm2 годишно.

За разлика от латентната топлина на изпарение, турбулентният поток се задържа слабо от атмосферата. Над пустините се предава нагоре и се разсейва, поради което пустинните зони действат като области на охлаждане на атмосферата.

Топлинният режим на континентите е различен поради географското им разположение. Разходът на топлина за изпарение на северните континенти се определя от положението им в умерения пояс; в Африка и Австралия - сухотата на техните значителни площи. Във всички океани огромна част от топлината се губи при изпаряване. След това част от тази топлина се пренася на континентите и затопля климата на високите географски ширини.

Анализът на топлообмена между повърхността на континентите и океаните ни позволява да направим следните заключения:

1. В екваториалните ширини на двете полукълба атмосферата получава до 40 kcal/cm2 топлина годишно от нагретите океани.

2. Почти никаква топлина не навлиза в атмосферата от континенталните тропически пустини.

3. Линията на нулевия баланс минава през субтропиците, близо до географска ширина 40 0.

4. В умерените ширини консумацията на топлина от радиация е по-голяма от погълнатата радиация; това означава, че климатичната температура на въздуха в умерените ширини се определя не от слънцето, а от адвективната (донесена от ниските ширини) топлина.

5. Радиационният баланс Земя-Атмосфера е дисиметричен спрямо екваториалната равнина: в полярните ширини на северното полукълбо той достига 60, а в съответните южни - само 20 kcal/cm 2 годишно; топлината се пренася в северното полукълбо по-интензивно, отколкото в южното, приблизително 3 пъти. Балансът на системата земя-атмосфера определя температурата на въздуха.

8.16 Отопление и охлаждане на атмосферата по време на взаимодействието на системата "океан-атмосфера-континенти"

Поглъщането на слънчевите лъчи от въздуха осигурява не повече от 0,1 0 C топлина в долния километров слой на тропосферата. Атмосферата получава не повече от 1/3 от топлината си директно от Слънцето и абсорбира 2/3 от земната повърхност и най-вече от хидросферата, която й предава топлина чрез водни пари, изпарени от повърхността на водна черупка.

Слънчевите лъчи, преминаващи през газовата обвивка на планетата, срещат вода на повечето места на земната повърхност: в океаните, в резервоари и блата на земята, във влажна почва и в листата на растенията. Топлинната енергия на слънчевата радиация се изразходва предимно за изпарение. Количеството топлина, изразходвано за единица изпаряваща се вода, се нарича латентна топлина на изпаряване. Когато парата кондензира, топлината от изпарението навлиза във въздуха и го загрява.

Поглъщането на слънчева топлина от водните тела се различава от нагряването на земята. Топлинният капацитет на водата е приблизително 2 пъти по-голям от този на почвата. При същото количество топлина водата се нагрява два пъти по-слабо от почвата. При охлаждане връзката е обратна. Ако студена въздушна маса проникне през топлата океанска повърхност, топлината прониква в слой до 5 km. Затоплянето на тропосферата се дължи на латентната топлина на изпарение.

Турбулентното смесване на въздуха (безпорядъчно, неравномерно, хаотично) създава конвекционни течения, чиято интензивност и посока зависят от характера на релефа и планетарната циркулация на въздушните маси.

Концепцията за адиабатен процес. Важна роля в топлинния режим на въздуха принадлежи на адиабатния процес.

Концепцията за адиабатен процес. Най-важната роля в топлинния режим на атмосферата принадлежи на адиабатния процес. Адиабатното нагряване и охлаждане на въздуха се извършва в една маса, без обмен на топлина с други среди.

Когато въздухът се спуска от горните или средните слоеве на тропосферата или по склоновете на планините, той навлиза от разредени слоеве в по-плътни, газовите молекули се приближават, техните сблъсъци се засилват и кинетичната енергия на движението на въздушните молекули се превръща в топлина. . Въздухът се нагрява, без да получава топлина от други въздушни маси или от земната повърхност. Адиабатното нагряване възниква например в тропиците, над пустините и над океаните на същите географски ширини. Адиабатното нагряване на въздуха е придружено от неговото изсушаване (което е основната причина за образуването на пустини в тропическия пояс).

При нарастващи течения въздухът се охлажда адиабатно. От плътната долна тропосфера се издига в разредената средна и горна тропосфера. В същото време неговата плътност намалява, молекулите се отдалечават една от друга, сблъскват се по-рядко, топлинната енергия, получена от въздуха от нагрятата повърхност, се превръща в кинетична енергия и се изразходва за механична работа за разширяване на газа. Това обяснява охлаждането на въздуха при издигането му.

Сухият въздух се охлажда адиабатично с 1 0 C на 100 m височина, това е адиабатен процес. Естественият въздух обаче съдържа водна пара, която при кондензация отделя топлина. Следователно всъщност температурата пада с 0,6 0 C на 100 m (или с 6 0 C на 1 km надморска височина). Това е мокро-адиабатен процес.

При спускане и сухият, и влажният въздух се нагряват еднакво, тъй като не се получава кондензация на влага и не се отделя латентната топлина на изпарение.

Най-ярко характерните черти на термичния режим на земята се проявяват в пустините: голяма част от слънчевата радиация се отразява от светлата им повърхност, топлината не се изразходва за изпаряване, а се използва за нагряване на сухи скали. Те нагряват въздуха до високи температури през деня. В сухия въздух топлината не се задържа и свободно се излъчва в горните слоеве на атмосферата и междупланетното пространство. В планетарен мащаб пустините също служат като охлаждащи прозорци за атмосферата.

За да се оцени правилно степента на нагряване и охлаждане на различни земни повърхности, да се изчисли изпарението на , да се определят промените в запасите от влага в почвата, да се разработят методи за прогнозиране на замръзване, както и да се оцени влиянието на мелиоративните работи върху климатичните условия на повърхността въздушен слой са необходими данни за топлинния баланс на земната повърхност.

Земната повърхност непрекъснато получава и губи топлина в резултат на въздействието на различни потоци от късовълнова и дълговълнова радиация. Поглъщайки в по-голяма или по-малка степен общата радиация и противорадиацията, земната повърхност се нагрява и излъчва дълговълнова радиация, което означава, че губи топлина. Стойността, характеризираща загубата на топлина от земята
повърхността е ефективна радиация. То е равно на разликата между собственото лъчение на земната повърхност и насрещното лъчение на атмосферата. Тъй като насрещното излъчване на атмосферата винаги е малко по-малко от земното, тази разлика е положителна. През деня ефективната радиация се покрива от погълнато късовълново лъчение. През нощта, при липса на късовълнова слънчева радиация, ефективната радиация понижава температурата на земната повърхност. При облачно време, поради увеличаването на насрещната радиация от атмосферата, ефективната радиация е много по-малка, отколкото при ясно време. Охлаждането на земната повърхност през нощта също е по-малко. В средните географски ширини земната повърхност губи чрез ефективна радиация приблизително половината от количеството топлина, което получава от абсорбираната радиация.

Пристигането и потреблението на лъчиста енергия се оценява от стойността на радиационния баланс на земната повърхност. Тя е равна на разликата между погълнатата и ефективната радиация, от нея зависи топлинното състояние на земната повърхност - нейното нагряване или охлаждане. През деня той е положителен почти през цялото време, т.е. притокът на топлина надвишава изтичането на топлина. През нощта радиационният баланс е отрицателен и равен на ефективната радиация. Годишните стойности на радиационния баланс на земната повърхност, с изключение на най-високите ширини, навсякъде са положителни. Тази излишна топлина се изразходва за нагряване на атмосферата чрез турбулентна топлопроводимост, изпарение и топлообмен с по-дълбоките слоеве на почвата или водата.

Ако разгледаме температурните условия за дълъг период (година или по-добре, поредица от години), тогава земната повърхност, атмосферата поотделно и системата Земя-атмосфера са в състояние на топлинно равновесие. Средната им температура варира малко от година на година. В съответствие със закона за запазване на енергията можем да приемем, че алгебричната сума на топлинните потоци, идващи и напускащи земната повърхност, е равна на нула. Това е уравнението за топлинния баланс на земната повърхност. Значението му е, че радиационният баланс на земната повърхност се балансира чрез нерадиационен топлообмен. Уравнението на топлинния баланс, като правило, не взема предвид (поради тяхната малка част) такива потоци като топлина, пренесена от валежите, консумация на енергия за фотосинтеза, получаване на топлина от окисляване на биомаса, както и консумация на топлина за топене на лед или сняг, получаване на топлина от замръзване на вода.

Топлинният баланс на системата Земя-атмосфера за дълъг период също е нулев, т.е. Земята като планета е в топлинно равновесие: слънчевата радиация, достигаща до горната граница на атмосферата, се балансира от радиацията, излизаща в космоса от горната граница на атмосферата.

Ако приемем количеството, пристигащо до горната граница на атмосферата, като 100%, тогава 32% от това количество се разсейва в атмосферата. От тях 6% се връщат в открития космос. Следователно 26% достигат земната повърхност под формата на разсеяна радиация; 18% от радиацията се абсорбира от озон, аерозоли и отива за затопляне на атмосферата; 5% се абсорбира от облаците; 21% от радиацията излиза в космоса в резултат на отражение от облаците. Така радиацията, достигаща до земната повърхност, е 50%, от които пряката радиация представлява 24%; 47% се абсорбира от земната повърхност, а 3% от входящата радиация се отразява обратно в космоса. В резултат на това 30% от слънчевата радиация напуска горната граница на атмосферата в открития космос. Тази величина се нарича планетарно албедо на Земята. За системата „Земна атмосфера“ 30% от отразената и разсеяна слънчева радиация, 5% от земната радиация и 65% от атмосферната радиация се връщат обратно в космоса през горната граница на атмосферата, т.е. общо 100%.

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 даден момент 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 нейното освобождаване във въздуха чрез топлопроводимост като P. Същата печалба или поток чрез топлообмен с по-дълбоки слоеве на почвата или водата ще се нарича A. Загубата на топлина по време на изпаряване или 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 топлообмен, 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.

Земята получава топлина чрез поглъщане на късовълнова слънчева радиация в атмосферата и особено на повърхността на Земята. Слънчевата радиация е практически единственият източник на топлина, постъпваща в системата атмосфера-земя. Други източници на топлина (топлина, отделена по време на разпада на радиоактивни елементи в Земята, гравитационна топлина и т.н.) осигуряват общо само една петхилядна от топлината, която достига горната граница на атмосферата от слънчевата радиация. Така че и могат да бъдат игнорирани, когато съставяне на уравнението на топлинния баланс.

Топлината се губи с късовълнова радиация, излизаща в космическото пространство, отразена от атмосферата Soa и от SOP на земната повърхност и поради ефективното излъчване на дълговълнова радиация Ee от земната повърхност и атмосферна радиация Ea.

По този начин, на горната граница на атмосферата, топлинният баланс на Земята като планета се състои от лъчист (радиационен) топлообмен:

SO - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)

където?Se, промяна в топлинното съдържание на системата "атмосфера-Земя" за период от време?t.

Нека разгледаме условията на това уравнение за годишен период. Потокът на слънчевата радиация на средното разстояние на Земята от Слънцето е приблизително 42,6-10° J/(m2-година). От този поток Земята получава количество енергия, равно на произведението на слънчевата константа I0 от площта на напречното сечение на Земята pR2, т.е. I0 pR2, където R е средният радиус на Земята. Под влияние на въртенето на Земята тази енергия се разпределя по цялата повърхност на земното кълбо, равно на 4рR2. Следователно средната стойност на потока слънчева радиация върху хоризонталната повърхност на Земята, без да се отчита нейното затихване от атмосферата, е Iо рR2/4рR3 = Iо/4, или 0,338 kW/m2. В течение на една година всеки квадратен метър от повърхността на външната граница на атмосферата получава средно около 10,66-109 J, или 10,66 GJ слънчева енергия, т.е. Iо = 10,66 GJ/(m2*година).

Нека разгледаме потреблението на частта от уравнение (1). Слънчевата радиация, достигаща до външната граница на атмосферата, частично прониква в атмосферата и частично се отразява от атмосферата и земната повърхност в космоса. Според последните данни средното албедо на Земята се оценява на 33%: то се състои от отражение от облаци (26%) и отражение от подлежащата повърхност (7:%). Тогава отразената от облаците радиация е Soa = 10.66*0.26 = 2.77 GJ/(m2*година), от земната повърхност - SOP = 10.66*0.07 = 0.75 GJ/(m2*година) и като цяло Земята отразява 3.52 GJ/(m2*година).

Земната повърхност, нагрята в резултат на поглъщане на слънчева радиация, се превръща в източник на дълговълнова радиация, която нагрява атмосферата. Повърхността на всяко тяло, което има температура над абсолютната нула, непрекъснато излъчва топлинна енергия. Земната повърхност и атмосферата не са изключение. Според закона на Стефан-Болцман интензитетът на излъчване зависи от температурата на тялото и неговата излъчвателна способност:

E = vuT4, (2)

където E е интензитетът на излъчване или собственото излъчване, W/m2; β е излъчвателната способност на тялото спрямо абсолютно черно тяло, за което β = 1; y - константа на Стефан-Болцман, равна на 5,67*10-8 W/(m2*K4); T е абсолютната телесна температура.

Стойностите за различни повърхности варират от 0,89 (гладка водна повърхност) до 0,99 (гъста зелена трева). Средно за земната повърхност в се приема равно на 0,95.

Абсолютните температури на земната повърхност са между 190 и 350 K. При такива температури излъченото лъчение е с дължина на вълната 4-120 микрона и следователно цялото е инфрачервено и не се възприема от окото.

Собствената радиация на земната повърхност - E3, изчислена по формула (2), е равна на 12,05 GJ/(m2*година), което е с 1,39 GJ/(m2*година), или с 13% повече от получената слънчева радиация на горната граница на атмосферата S0. Такова голямо излъчване на радиация от земната повърхност би довело до нейното бързо охлаждане, ако това не беше предотвратено от процеса на поглъщане на слънчевата и атмосферната радиация от земната повърхност. Инфрачервеното земно лъчение, или собственото лъчение на земната повърхност, в диапазона на дължината на вълната от 4,5 до 80 микрона се абсорбира интензивно от атмосферните водни пари и само в диапазона 8,5 - 11 микрона преминава през атмосферата и излиза в открития космос. От своя страна атмосферните водни пари също излъчват невидимо инфрачервено лъчение, по-голямата част от което е насочено надолу към земната повърхност, а останалата част отива в открития космос. Атмосферната радиация, достигаща до земната повърхност, се нарича противорадиация от атмосферата.

От идващата радиация на атмосферата земната повърхност поглъща 95% от нейната стойност, тъй като според закона на Кирхоф радиационната емисионна способност на тялото е равна на неговата радиационна абсорбционна способност. По този начин насрещната радиация от атмосферата е важен източник на топлина за земната повърхност в допълнение към абсорбираната слънчева радиация. Противоизлъчването на атмосферата не може да се определи директно и се изчислява чрез косвени методи. Противоизлъчването на атмосферата, погълнато от земната повърхност, е Eza = 10,45 GJ/(m2 * година). По отношение на S0 е 98%.

Отсрещната радиация винаги е по-малка от земната. Поради това земната повърхност губи топлина поради положителната разлика между собственото и насрещното излъчване. Разликата между собствената радиация на земната повърхност и противопоточната радиация на атмосферата се нарича ефективна радиация (Ee):

Ee = Ez - Eza (3)

слънчев топлообмен земен

Ефективното излъчване е нетната загуба на лъчиста енергия и следователно топлина от земната повърхност. Тази топлина, изтичаща в космоса, е 1,60 GJ/(m2 * година), или 15% от слънчевата радиация, получена на горната граница на атмосферата (стрелка Ez на фиг. 9.1). В умерените географски ширини земната повърхност губи чрез ефективна радиация приблизително половината от количеството топлина, което получава от погълнатата радиация.

Радиацията от атмосферата е по-сложна от радиацията от земната повърхност. Първо, според закона на Кирхоф, енергията се излъчва само от тези газове, които я абсорбират, т.е. водна пара, въглероден диоксид и озон. Второ, излъчването на всеки от тези газове е сложно и избирателно. Тъй като съдържанието на водна пара намалява с височината, най-силно излъчващите слоеве на атмосферата се намират на височина от 6 до 10 km. Дълговълновата радиация на атмосферата в световното пространство Ea = 5,54 GJ/(m2*година), което е 52% от притока на слънчева радиация към горната граница на атмосферата. Дълговълновата радиация от земната повърхност и атмосферата, навлизаща в космоса, се нарича изходяща радиация ЕС. Общо той се равнява на 7,14 GJ/(m2*година), или 67% от притока на слънчева радиация.

Замествайки намерените стойности на So, Soa, Sop, Ee и Ea в уравнение (1), получаваме - ?Sз = 0, т.е. изходящата радиация, заедно с отразената и разсеяна късовълнова радиация So, компенсира притокът на слънчева радиация към Земята. С други думи, Земята, заедно с атмосферата, губи толкова радиация, колкото получава, и следователно е в състояние на радиационно равновесие.

Топлинното равновесие на Земята се потвърждава от дългосрочни температурни наблюдения: средната температура на Земята се променя малко от година на година и остава почти непроменена от един дългосрочен период на друг.