Toplotna ravnoteža zemljine površine i sistema zemlja-troposfera. Bilans zračenja i toplote Pogledajte šta je "toplotni bilans zemljine površine" u drugim rečnicima

Atmosfera, kao i površina Zemlje, prima skoro svu toplotu od sunca. Drugi izvori grijanja uključuju toplinu koja dolazi iz utrobe Zemlje, ali to je samo djelić procenta ukupne količine topline.

Iako je sunčevo zračenje jedini izvor topline za Zemljinu površinu, toplinski režim geografskog omotača nije samo posljedica radijacijske ravnoteže. Sunčeva toplota se pretvara i redistribuira pod uticajem kopnenih faktora, a prvenstveno se transformiše vazdušnim i okeanskim strujama. Oni su, pak, posljedica neravnomjerne distribucije sunčevog zračenja po geografskim širinama. Ovo je jedan od najjasnijih primjera bliske globalne povezanosti i interakcije različitih komponenti u prirodi.

Za živu prirodu Zemlje važna je preraspodjela topline između različitih geografskih širina, kao i između okeana i kontinenata. Zahvaljujući ovom procesu, na površini Zemlje dolazi do vrlo složene prostorne preraspodjele topline u skladu sa superiornim pravcima kretanja vazdušnih i okeanskih struja. Međutim, ukupni prijenos topline usmjeren je, po pravilu, od niskih geografskih širina do visokih i od okeana do kontinenata.

Distribucija topline u atmosferi odvija se konvekcijom, provođenjem topline i zračenjem. Toplotna konvekcija se manifestira svuda na planeti, vjetrovi, uzlazne i silazne struje zraka su sveprisutne. Konvekcija je posebno izražena u tropima.

Toplotna provodljivost, odnosno prenos toplote pri direktnom kontaktu atmosfere sa toplom ili hladnom površinom zemlje, relativno je malo važna, jer je vazduh loš provodnik toplote. Upravo je ovo svojstvo našlo široku primjenu u proizvodnji prozorskih okvira s dvostrukim staklom.

Prilivi i odlivi toplote u nižim slojevima atmosfere nisu isti na različitim geografskim širinama. Sjeverno od 38°N sh. više toplote se emituje nego što se apsorbuje. Ovaj gubitak se kompenzuje toplim okeanskim i vazdušnim strujama usmerenim na umerene geografske širine.

Proces prijema i trošenja sunčeve energije, grijanja i hlađenja cjelokupnog sistema Zemljine atmosfere karakterizira toplotni bilans. Ako uzmemo godišnju opskrbu sunčevom energijom gornje granice atmosfere kao 100%, onda će bilans solarne energije izgledati ovako: 42% se reflektira od Zemlje i vraća nazad u svemir (ova vrijednost karakteriše Zemljinu albedo), pri čemu se 38% odbija od atmosfere i 4% - od površine zemlje. Ostatak (58%) apsorbira: 14% - atmosfera i 44% - Zemljina površina. Zagrijana površina Zemlje vraća svu energiju koju ona apsorbira. Istovremeno, zračenje energije zemljinom površinom iznosi 20%, 24% se troši na zagrevanje vazduha i isparavanje vlage (5,6% za zagrevanje vazduha i 18,4% za isparavanje vlage).

Takve opće karakteristike toplinske ravnoteže globusa u cjelini. Zapravo, za različite geografske širine za različite površine, ravnoteža topline će biti daleko od iste. Dakle, toplotna ravnoteža bilo koje teritorije je narušena pri izlasku i zalasku sunca, kada se godišnja doba mijenjaju, ovisno o atmosferskim uvjetima (oblačnost, vlažnost zraka i sadržaj prašine u njemu), prirodi površine (voda ili zemljište, šuma ili luk, snježni pokrivač ili gola zemlja). ), nadmorska visina. Najviše toplote zrači se noću, zimi i kroz razrijeđen, čist i suv zrak na velikim visinama. Ali na kraju, gubici zbog zračenja se nadoknađuju toplinom koja dolazi sa Sunca, a stanje dinamičke ravnoteže prevladava na Zemlji u cjelini, inače bi se zagrijala ili, obrnuto, ohladila.

Temperatura zraka

Zagrijavanje atmosfere odvija se na prilično kompliciran način. Kratke talasne dužine sunčeve svetlosti u rasponu od vidljive crvene do ultraljubičaste svetlosti pretvaraju se na površini Zemlje u duže toplotne talase, koji kasnije, kada se emituju sa površine Zemlje, zagrevaju atmosferu. Donji slojevi atmosfere zagrijavaju se brže od gornjih, što se objašnjava naznačenim toplinskim zračenjem zemljine površine i činjenicom da imaju veliku gustoću i da su zasićeni vodenom parom.

Karakteristična karakteristika vertikalne distribucije temperature u troposferi je njeno smanjenje sa visinom. Prosječni vertikalni temperaturni gradijent, odnosno prosječno smanjenje izračunato na 100 m nadmorske visine, iznosi 0,6 °C. Hlađenje vlažnog zraka je praćeno kondenzacijom vlage. U tom slučaju se oslobađa određena količina topline koja je utrošena na stvaranje pare. Stoga, kada se vlažan vazduh diže, hladi se skoro dvostruko sporije od suvog vazduha. Geotermalni koeficijent suhog zraka u troposferi je u prosjeku 1 °C.

Zrak koji se diže sa zagrijane kopnene površine i vodnih tijela ulazi u zonu niskog pritiska. To mu omogućava da se širi, a s tim u vezi određena količina toplinske energije se pretvara u kinetičku energiju. Kao rezultat ovog procesa, zrak se hladi. Ako istovremeno ne prima toplinu nigdje i nigdje je ne daje, tada se cijeli opisani proces naziva adijabatsko ili dinamičko hlađenje. I obrnuto, vazduh se spušta, ulazi u zonu visokog pritiska, kondenzuje ga vazduh koji ga okružuje, a mehanička energija se pretvara u toplotnu. Zbog toga zrak doživljava adijabatsko zagrijavanje, koje u prosjeku iznosi 1 °C na svakih 100 m slijeganja.

Ponekad temperatura raste sa visinom. Ova pojava se naziva inverzija. Uzroci manifestacija u" su različiti: zračenje Zemlje preko ledenih pokrivača, prolazak jakih strujanja toplog vazduha preko hladne površine. Inverzije su posebno karakteristične za planinske krajeve: teški hladni vazduh struji u planinske udubine i tamo stagnira, istiskujući lakši topli vazduh prema gore.

Dnevne i godišnje promjene temperature zraka odražavaju toplinsko stanje površine. U površinskom sloju zraka dnevni maksimum je postavljen u 14-15 sati, a minimum se opaža nakon izlaska sunca. Najveća dnevna amplituda se odvija u suptropskim geografskim širinama (30 ° C), najmanja - u polarnim (5 ° C). Godišnji tok temperature zavisi od geografske širine, prirode donje površine, visine mesta iznad nivoa okeana, reljefa i udaljenosti od okeana.

U distribuciji godišnjih temperatura na zemljinoj površini otkrivene su određene geografske pravilnosti.

1. Na obje hemisfere prosječne temperature opadaju prema polovima. Međutim, termalni ekvator - topla paralela sa prosječnom godišnjom temperaturom od 27°C - nalazi se na sjevernoj hemisferi na oko 15-20° geografske širine. Ovo se objašnjava činjenicom da zemljište ovdje zauzima veću površinu nego na geografskom ekvatoru.

2. Od ekvatora prema sjeveru i jugu, temperature se mijenjaju neravnomjerno. Između ekvatora i 25. paralele, opadanje temperature je veoma sporo - manje od dva stepena na svakih deset stepeni geografske širine. Između 25° i 80° geografske širine na obje hemisfere, temperature padaju vrlo brzo. Na nekim mjestima ovo smanjenje prelazi 10 °C. Dalje prema polovima, stopa pada temperature ponovo opada.

3. Prosječne godišnje temperature svih paralela južne hemisfere manje su od temperature odgovarajućih paralela sjeverne hemisfere. Prosječna temperatura zraka pretežno "kontinentalne" sjeverne hemisfere je +8,6 °C u januaru, +22,4 °C u julu; na južnoj "okeanskoj" hemisferi, prosječna temperatura u julu je +11,3 ° C, u januaru - +17,5 ° C. Godišnja amplituda fluktuacija temperature zraka na sjevernoj hemisferi je dvostruko veća zbog posebnosti distribucije kopno i more na odgovarajućim geografskim širinama i efekat hlađenja grandiozne ledene kupole Antarktika na klimu južne hemisfere.

Izotermne karte pružaju važne karakteristike raspodjele temperatura zraka na Zemlji. Dakle, na osnovu analize raspodjele julskih izotermi na zemljinoj površini, mogu se formulisati sljedeći glavni zaključci.

1. U ekstratropskim područjima obje hemisfere, izoterme nad kontinentima savijaju se prema sjeveru u odnosu na njegov položaj na prozorima. Na sjevernoj hemisferi to je zbog činjenice da se kopno zagrijava više od mora, a na južnoj - suprotan omjer: u ovom trenutku kopno je hladnije od mora.

2. Iznad okeana julske izoterme odražavaju uticaj strujanja hladnog vazduha. To je posebno uočljivo duž onih zapadnih obala Sjeverne Amerike i Afrike, koje se ispiru hladnom korespondencijom oceanskih struja Kalifornije i Kanara. Na južnoj hemisferi, izoterme su zakrivljene u suprotnom smeru ka severu - takođe pod uticajem hladnih struja.

3. Najviše prosječne temperature u julu zabilježene su u pustinjama koje se nalaze sjeverno od ekvatora. Posebno je vruće u ovo doba u Kaliforniji, Sahari, Arabiji, Iranu i unutrašnjosti Azije.

Raspodjela januarskih izotermi također ima svoje karakteristike.

1. Zavoji izoterme iznad okeana na sjeveru i preko kopna na jugu postaju još izraženiji, kontrastniji. Ovo je najizraženije na sjevernoj hemisferi. Snažni zavoji izoterme prema Sjevernom polu odražavaju povećanje toplinske uloge oceanskih struja Golfske struje u Atlantskom oceanu i Kuro-Sio u Tihom oceanu.

2. U ekstratropskim oblastima obe hemisfere, izoterme nad kontinentima su primetno zakrivljene prema jugu. To je zbog činjenice da je na sjevernoj hemisferi kopno hladnije, a na južnoj je toplije od mora.

3. Najviše prosječne temperature u januaru javljaju se u pustinjama tropskog pojasa južne hemisfere.

4. Područja najvećeg zahlađenja na planeti u januaru, kao iu julu, su Antarktik i Grenland.

Uopšteno govoreći, može se reći da izoterme južne hemisfere tokom svih godišnjih doba imaju više pravolinijski (latitudinalni) raspored. Odsustvo značajnih anomalija u toku izoterme ovdje se objašnjava značajnom prevlašću površine vode nad kopnom. Analiza toka izoterme ukazuje na blisku ovisnost temperatura ne samo od veličine sunčevog zračenja, već i od preraspodjele topline oceanskim i zračnim strujama.

Koncept termobaričnog polja Zemlje

Sezonske fluktuacije u bilansu zračenja

Sezonske fluktuacije u radijacijskom režimu Zemlje u cjelini odgovaraju promjenama u ozračivanju sjeverne i južne hemisfere tokom godišnje revolucije Zemlje oko Sunca.

U ekvatorijalnoj zoni nema sezonskih kolebanja sunčeve topline: i u decembru i u julu radijacijski bilans je 6-8 kcal/cm 2 na kopnu i 10-12 kcal/cm 2 na moru mjesečno.

U tropskim zonama sezonske fluktuacije su već prilično jasno izražene. Na sjevernoj hemisferi - u sjevernoj Africi, južnoj Aziji i Centralnoj Americi - u decembru je radijacijska bilanca 2-4 kcal / cm 2, au junu 6-8 kcal / cm 2 mjesečno. Ista slika je uočena i na južnoj hemisferi: bilans zračenja je veći u decembru (ljeto), niži u junu (zima).

U cijelom umjerenom pojasu u decembru, sjeverno od suptropskih područja (linija nulte ravnoteže prolazi kroz Francusku, centralnu Aziju i ostrvo Hokaido), bilans je negativan. U junu, čak i blizu arktičkog kruga, radijacijski bilans je 8 kcal/cm2 mjesečno. Najveća amplituda radijacijske ravnoteže karakteristična je za kontinentalnu sjevernu hemisferu.

Toplotni režim troposfere određen je kako prilivom sunčeve topline, tako i dinamikom zračnih masa, koje vrše advekciju topline i hladnoće. S druge strane, samo kretanje zraka uzrokovano je temperaturnim gradijentom (padom temperature po jedinici udaljenosti) između ekvatorijalnih i polarnih širina i između okeana i kontinenata. Kao rezultat ovih složenih dinamičkih procesa nastalo je termobarično polje Zemlje. Oba njegova elementa - temperatura i pritisak - toliko su međusobno povezani da je u geografiji uobičajeno govoriti o jednom termobaričnom polju Zemlje.

Toplota koju prima Zemljina površina pretvara se i redistribuira u atmosferi i hidrosferi. Toplota se uglavnom troši na isparavanje, turbulentnu izmjenu topline i na preraspodjelu topline između kopna i oceana.

Najveća količina toplote se troši na isparavanje vode iz okeana i kontinenata. U tropskim geografskim širinama okeana, isparavanje troši otprilike 100-120 kcal / cm 2 godišnje, a u vodenim područjima sa toplim strujama do 140 kcal / cm 2 godišnje, što odgovara isparavanju 2 m debelog sloja vode . U ekvatorijalnom pojasu na isparavanje se troši mnogo manje energije, odnosno oko 60 kcal / cm 2 godišnje; ovo je ekvivalentno isparavanju sloja vode od jednog metra.

Na kontinentima, maksimalna potrošnja toplote za isparavanje javlja se u ekvatorijalnoj zoni sa vlažnom klimom. U tropskim geografskim širinama kopna postoje pustinje sa zanemarljivim isparavanjem. U umjerenim geografskim širinama trošak topline za isparavanje u oceanima je 2,5 puta veći nego na kopnu. Površina okeana apsorbira od 55 do 97% sve radijacije koja pada na nju. Na cijeloj planeti 80% sunčevog zračenja troši se na isparavanje, a oko 20% na turbulentni prijenos topline.

Toplota koja se troši na isparavanje vode prenosi se u atmosferu tokom kondenzacije pare u obliku latentne toplote isparavanja. Ovaj proces igra glavnu ulogu u zagrijavanju zraka i kretanju zračnih masa.

Maksimalnu količinu topline za cijelu troposferu iz kondenzacije vodene pare primaju ekvatorijalne širine - otprilike 100-140 kcal / cm 2 godišnje. To je zbog priliva ogromne količine vlage koju ovamo donose pasati iz tropskih voda i izdizanja zraka iznad ekvatora. U suhim tropskim geografskim širinama, količina latentne topline isparavanja je prirodno zanemarljiva: manje od 10 kcal/cm2 godišnje u kontinentalnim pustinjama i oko 20 kcal/cm2 godišnje iznad okeana. Voda igra odlučujuću ulogu u termičkom i dinamičkom režimu atmosfere.

Radijativna toplota takođe ulazi u atmosferu kroz turbulentnu razmenu toplote vazduha. Vazduh je loš provodnik toplote, stoga molekularna toplotna provodljivost može da obezbedi zagrevanje samo neznatnog (nekoliko metara) donjeg sloja atmosfere. Troposfera se zagrijava turbulentnim, mlaznim, vrtložnim miješanjem: zrak donjeg sloja uz zemlju se zagrijava, diže u mlazovima, a gornji hladni zrak se spušta na njegovo mjesto, koji se također zagrijava. Na ovaj način toplota se brzo prenosi sa tla na vazduh, sa jednog sloja na drugi.

Turbulentni toplotni tok je veći nad kontinentima, a manji nad okeanima. Svoju maksimalnu vrijednost dostiže u tropskim pustinjama, do 60 kcal / cm 2 godišnje, u ekvatorijalnim i suptropskim zonama smanjuje se na 30-20 kcal / cm 2, au umjerenim - 20-10 kcal / cm 2 godišnje. Na većoj površini okeana, voda odaje u atmosferu oko 5 kcal/cm2 godišnje, a samo u subpolarnim geografskim širinama zrak iz Golfske struje i Kurošiva dobiva toplinu do 20-30 kcal/cm2 godišnje.

Za razliku od latentne topline isparavanja, turbulentno strujanje slabo zadržava atmosfera. Preko pustinja se prenosi prema gore i raspršuje, zbog čega pustinjske zone djeluju kao područja hlađenja atmosfere.

Termalni režim kontinenata je različit zbog njihovog geografskog položaja. Cijena topline za isparavanje na sjevernim kontinentima određena je njihovim položajem u umjerenom pojasu; u Africi i Australiji - aridnost njihovih velikih područja. U svim okeanima, ogroman dio topline se troši na isparavanje. Tada se dio ove topline prenosi na kontinente i izolira klimu visokih geografskih širina.

Analiza prijenosa topline između površine kontinenata i oceana omogućava nam da izvučemo sljedeće zaključke:

1. Na ekvatorijalnim geografskim širinama obje hemisfere, atmosfera prima toplinu od zagrijanih okeana do 40 kcal / cm 2 godišnje.

2. Skoro nikakva toplota ne ulazi u atmosferu iz kontinentalnih tropskih pustinja.

3. Linija nulte ravnoteže prolazi kroz suptrope, blizu 40 0 ​​geografske širine.

4. U umjerenim geografskim širinama, potrošnja topline zračenjem je veća od apsorbovanog zračenja; to znači da je klimatska temperatura zraka umjerenih geografskih širina određena ne sunčevom, već advektivnom (donesenom sa niskih geografskih širina) toplinom.

5. Radijacijska ravnoteža Zemljine atmosfere je nesimetrična u odnosu na ekvatorijalnu ravan: na polarnim geografskim širinama sjeverne hemisfere dostiže 60, au odgovarajućim južnim geografskim širinama - samo 20 kcal/cm 2 godišnje; toplota se prenosi na sjevernu hemisferu intenzivnije nego na južnu, otprilike 3 puta. Ravnoteža sistema Zemlja-atmosfera određuje temperaturu vazduha.

8.16 Zagrijavanje i hlađenje atmosfere u procesu interakcije sistema "okean-atmosfera-kontinent"

Apsorpcija sunčevih zraka zrakom ne daje više od 0,1 0 C topline donjem kilometarskom sloju troposfere. Atmosfera ne prima više od 1/3 toplote direktno od Sunca, a apsorbuje 2/3 sa zemljine površine i, pre svega, iz hidrosfere, koja joj prenosi toplotu preko vodene pare isparene sa površine Zemlje. vodena školjka.

Sunčeve zrake koje su prošle kroz gasni omotač planete susreću se s vodom na većini mjesta na površini zemlje: na okeanima, u vodenim tijelima i kopnenim močvarama, u vlažnom tlu i u lišću biljaka. Toplotna energija sunčevog zračenja se prvenstveno troši na isparavanje. Količina topline koja se troši po jedinici vode koja isparava naziva se latentna toplina isparavanja. Kada se para kondenzuje, toplota isparavanja ulazi u vazduh i zagreva ga.

Asimilacija sunčeve topline vodnim tijelima razlikuje se od zagrijavanja zemljišta. Toplotni kapacitet vode je oko 2 puta veći od toplotnog kapaciteta tla. Uz istu količinu topline, voda se zagrijava dvostruko slabije od tla. Prilikom hlađenja, odnos je obrnut. Ako hladna zračna masa prodire u toplu površinu oceana, tada toplina prodire u sloj do 5 km. Zagrijavanje troposfere je posljedica latentne topline isparavanja.

Turbulentno miješanje zraka (nasumično, neravnomjerno, haotično) stvara konvekcijske struje čiji intenzitet i smjer zavise od prirode terena i planetarne cirkulacije zračnih masa.

Koncept adijabatskog procesa. Važna uloga u toplotnom režimu vazduha pripada adijabatskom procesu.

Koncept adijabatskog procesa. Najvažnija uloga u termičkom režimu atmosfere pripada adijabatskom procesu. Adijabatsko zagrevanje i hlađenje vazduha odvija se u istoj masi, bez razmene toplote sa drugim medijima.

Kada se zrak spusti iz gornjih ili srednjih slojeva troposfere ili duž obronaka planina, ulazi u gušće slojeve iz razrijeđenih slojeva, molekule plina se približavaju jedna drugoj, njihovi sudari se pojačavaju, a kinetička energija kretanja molekula zraka pretvara se u toplinu. . Vazduh se zagreva bez primanja toplote ni od drugih vazdušnih masa ni od zemljine površine. Adijabatsko zagrijavanje se događa, na primjer, u tropskoj zoni, iznad pustinja i okeana na istim geografskim širinama. Adijabatsko zagrijavanje zraka praćeno je njegovim isušivanjem (što je glavni razlog za stvaranje pustinja u tropskoj zoni).

U uzlaznim strujama vazduh se adijabatski hladi. Od guste donje troposfere uzdiže se do razrijeđene srednje i gornje troposfere. Istovremeno, njegova gustoća se smanjuje, molekule se udaljavaju jedna od druge, rjeđe se sudaraju, toplinska energija koju primi zrak sa zagrijane površine pretvara se u kinetičku energiju, troši se na mehanički rad za širenje plina. Ovo objašnjava hlađenje vazduha dok se diže.

Suvi vazduh se adijabatski hladi za 1 0 C na 100 m nadmorske visine, ovo je adijabatski proces. Međutim, prirodni zrak sadrži vodenu paru, koja se kondenzira i oslobađa toplinu. Dakle, u stvari, temperatura pada za 0,6 0 C na 100 m (ili 6 0 C na 1 km visine). Ovo je mokri adijabatski proces.

Prilikom spuštanja, i suhi i vlažni zrak se zagrijavaju podjednako, jer u tom slučaju ne dolazi do kondenzacije vlage i ne oslobađa se latentna toplina isparavanja.

Najjasnije tipične karakteristike termičkog režima kopna očituju se u pustinjama: veliki dio sunčevog zračenja odbija se od njihove svijetle površine, toplina se ne troši na isparavanje i odlazi na zagrijavanje suhih stijena. Iz njih se tokom dana zrak zagrijava do visokih temperatura. U suhom zraku toplina se ne zadržava i slobodno se zrači u gornju atmosferu i međuplanetarni prostor. Pustinje takođe služe kao prozori za hlađenje atmosfere na planetarnoj skali.

Da bi se pravilno procenio stepen zagrevanja i hlađenja različitih zemljanih površina, izračunati isparavanje za , utvrditi promene sadržaja vlage u tlu, razviti metode za predviđanje smrzavanja, a takođe proceniti uticaj melioracionih radova na klimatske uslove zemlje. površinskog vazdušnog sloja, potrebni su podaci o toplotnom bilansu zemljine površine.

Zemljina površina kontinuirano prima i gubi toplinu kao rezultat izlaganja raznim tokovima kratkotalasnog i dugovalnog zračenja. Upijajući u većoj ili manjoj mjeri ukupno zračenje i protuzračenje, površina zemlje se zagrijava i emituje dugovalno zračenje, što znači da gubi toplinu. Vrijednost koja karakterizira gubitak topline zemlje
površina je efektivno zračenje. Jednaka je razlici između vlastitog zračenja zemljine površine i protuzračenja atmosfere. Budući da je protuzračenje atmosfere uvijek nešto manje od Zemljinog, ova razlika je pozitivna. Danju, efektivno zračenje je blokirano apsorbovanim kratkotalasnim zračenjem. Noću, u nedostatku kratkotalasnog sunčevog zračenja, efektivno zračenje snižava temperaturu zemljine površine. U oblačnom vremenu, zbog povećanja kontra zračenja atmosfere, efektivno zračenje je mnogo manje nego pri vedrom vremenu. Manje i noćno hlađenje zemljine površine. U srednjim geografskim širinama, Zemljina površina gubi efektivnim zračenjem oko polovine količine toplote koju primaju od apsorbovanog zračenja.

Dolazak i potrošnja energije zračenja procjenjuje se vrijednošću radijacijske ravnoteže zemljine površine. Ona je jednaka razlici između apsorbovanog i efektivnog zračenja, od toga zavisi toplotno stanje zemljine površine - njeno zagrevanje ili hlađenje. Tokom dana je skoro cijelo vrijeme pozitivna, odnosno unos topline premašuje potrošnju. Noću je bilans zračenja negativan i jednak efektivnom zračenju. Godišnje vrijednosti radijacijske ravnoteže zemljine površine, sa izuzetkom najviših geografskih širina, svuda su pozitivne. Taj višak topline troši se na zagrijavanje atmosfere turbulentnim provođenjem topline, na isparavanje i na razmjenu topline sa dubljim slojevima tla ili vode.

Ako posmatramo temperaturne uslove za duži period (godina ili bolje nekoliko godina), onda su Zemljina površina, atmosfera posebno i sistem „Zemlja-atmosfera“ u stanju termičke ravnoteže. Njihova prosječna temperatura malo varira iz godine u godinu. U skladu sa zakonom održanja energije, možemo pretpostaviti da je algebarski zbir toplotnih tokova koji dolaze do površine zemlje i napuštaju je jednak nuli. Ovo je jednadžba za toplinski bilans zemljine površine. Njegovo značenje je da je radijacijska ravnoteža zemljine površine uravnotežena prijenosom topline bez zračenja. Jednačina toplotnog bilansa, po pravilu, ne uzima u obzir (zbog njihove malenosti) tokove kao što su toplota nošena padavinama, potrošnja energije za fotosintezu, toplotni dobitak od oksidacije biomase, kao ni potrošnja toplote za topljenje leda ili snega. , toplotni dobitak od smrzavanja vode.

Toplotna ravnoteža sistema "Zemlja-atmosfera" u dužem vremenskom periodu je takođe jednaka nuli, tj. Zemlja kao planeta je u toplotnoj ravnoteži: sunčevo zračenje koje dolazi na gornju granicu atmosfere balansira se zračenjem koje odlazi atmosferu sa gornje granice atmosfere.

Ako zrak koji dolazi do gornje granice uzmemo kao 100%, onda se 32% ove količine raspršuje u atmosferi. Od toga se 6% vraća u svetski prostor. Shodno tome, 26% dolazi na površinu zemlje u obliku raspršenog zračenja; 18% zračenja apsorbuje se ozon, aerosoli i koristi se za zagrijavanje atmosfere; 5% apsorbuju oblaci; 21% radijacije izlazi u svemir kao rezultat refleksije od oblaka. Dakle, zračenje koje dolazi na površinu zemlje iznosi 50%, od čega direktno zračenje čini 24%; Zemljina površina apsorbuje 47%, a 3% dolaznog zračenja se reflektuje nazad u svemir. Kao rezultat toga, 30% sunčevog zračenja bježi s gornje granice atmosfere u svemir. Ova vrijednost se naziva planetarni albedo Zemlje. Za sistem Zemlja-atmosfera, 30% reflektovanog i raspršenog sunčevog zračenja, 5% zemaljskog zračenja i 65% atmosferskog zračenja, odnosno samo 100%, vraća se u svemir kroz gornju granicu atmosfere.

Razmotrimo prvo termičke uslove zemljine površine i najviših slojeva tla i vodenih tijela. To je neophodno jer se donji slojevi atmosfere najviše zagrijavaju i hlade radijacijskom i neradijativnom razmjenom topline sa gornjim slojevima tla i vode. Stoga su promjene temperature u nižim slojevima atmosfere prvenstveno određene promjenama temperature zemljine površine i prate te promjene.

Zemljina površina, odnosno površina tla ili vode (kao i vegetacija, snijeg, ledeni pokrivač), kontinuirano prima i gubi toplinu na različite načine. Kroz zemljinu površinu, toplota se prenosi nagore - u atmosferu i naniže - u tlo ili vodu.

Prvo, ukupno zračenje i protuzračenje atmosfere ulaze na površinu zemlje. Oni se u većoj ili manjoj mjeri apsorbiraju na površini, odnosno idu na zagrijavanje gornjih slojeva tla i vode. U isto vrijeme, sama površina zemlje zrači i gubi toplinu u tom procesu.

Drugo, toplota dolazi na površinu zemlje odozgo, iz atmosfere, provodljivošću. Na isti način, toplota izlazi sa površine zemlje u atmosferu. Kondukcijom, toplina također napušta zemljinu površinu u tlo i vodu, ili dolazi na površinu zemlje iz dubine tla i vode.

Treće, Zemljina površina prima toplinu kada se na njoj kondenzira vodena para iz zraka ili, naprotiv, gubi toplinu kada voda isparava iz nje. U prvom slučaju se oslobađa latentna toplina, u drugom slučaju toplina prelazi u latentno stanje.

U bilo kom vremenskom periodu, ista količina toplote ide gore-dole sa zemljine površine koju prima odozgo i odozdo za to vreme. Da je drugačije, zakon održanja energije ne bi bio ispunjen: bilo bi potrebno pretpostaviti da energija nastaje ili nestaje na površini zemlje. Međutim, moguće je da, na primjer, više topline može ići gore nego što je došlo odozgo; u ovom slučaju, višak prijenosa topline treba pokriti dolaskom topline na površinu iz dubine tla ili vode.

Dakle, algebarski zbir svih prihoda i troškova toplote na zemljinoj površini trebao bi biti jednak nuli. Ovo se izražava jednadžbom toplotnog bilansa zemljine površine.

Da bismo napisali ovu jednačinu, prvo kombinujemo apsorbovano zračenje i efektivno zračenje u ravnotežu zračenja.

Dolazak toplote iz vazduha ili njeno vraćanje u vazduh toplotnim provođenjem označićemo sa P. Isti prihod ili potrošnja razmenom toplote sa dubljim slojevima zemlje ili vode nazvaćemo A. Gubitak toplote pri isparavanju ili njenom dolazak u toku kondenzacije na zemljinu površinu označićemo sa LE, gde je L specifična toplota isparavanja, a E masa isparene ili kondenzovane vode.

Takođe se može reći da je značenje jednačine da je radijacijska ravnoteža na površini zemlje uravnotežena neradijativnim prijenosom topline (slika 5.1).

Jednačina (1) vrijedi za bilo koji vremenski period, uključujući i više godina.

Činjenica da je toplotni bilans zemljine površine jednak nuli ne znači da se temperatura površine ne mijenja. Kada je prijenos topline usmjeren prema dolje, toplina koja dolazi na površinu odozgo i ostavlja je duboko u nju ostaje u velikoj mjeri u najgornjem sloju tla ili vode (u tzv. aktivnom sloju). Temperatura ovog sloja, a samim tim i temperatura zemljine površine, takođe raste. Naprotiv, kada se toplota prenosi kroz zemljinu površinu odozdo prema gore, u atmosferu, toplota izlazi prvenstveno iz aktivnog sloja, usled čega temperatura površine pada.

Iz dana u dan i iz godine u godinu, prosječna temperatura aktivnog sloja i zemljine površine na bilo kojem mjestu malo varira. To znači da tokom dana skoro isto toliko toplote ulazi u dubinu tla ili vode tokom dana koliko i izlazi noću. Ali ipak, tokom ljetnih dana, toplina opada malo više nego što dolazi odozdo. Stoga se slojevi tla i vode, a samim tim i njihova površina, zagrijavaju iz dana u dan. Zimi se dešava obrnuti proces. Ove sezonske promjene u unosu topline – potrošnja topline u tlu i vodi gotovo se izjednačavaju tokom godine, a prosječna godišnja temperatura zemljine površine i aktivnog sloja malo varira iz godine u godinu.

Toplotni bilans Zemlje- odnos prihoda i potrošnje energije (zračeće i toplotne) na površini zemlje, u atmosferi i sistemu Zemlja-atmosfera. Glavni izvor energije za ogromnu većinu fizičkih, hemijskih i bioloških procesa u atmosferi, hidrosferi i u gornjim slojevima litosfere je sunčevo zračenje, pa distribucija i odnos komponenti toplotnog bilansa karakterišu njegove transformacije u ovim školjke.

Toplotni bilans je posebna formulacija zakona održanja energije i sastavlja se za dio Zemljine površine (toplotni bilans zemljine površine); za vertikalni stub koji prolazi kroz atmosferu (toplotni bilans atmosfere); za isti stub koji prolazi kroz atmosferu i gornje slojeve litosfere ili hidrosfere (toplinska ravnoteža sistema Zemlja-atmosfera).

Jednačina za toplotnu ravnotežu zemljine površine:

R + P + F0 + LE = 0. (15)

predstavlja algebarski zbir tokova energije između elementa zemljine površine i okolnog prostora. U ovoj formuli:

R - bilans zračenja, razlika između apsorbovanog kratkotalasnog sunčevog zračenja i dugotalasnog efektivnog zračenja sa zemljine površine.

P je toplotni tok koji se javlja između donje površine i atmosfere;

F0 - toplotni tok se posmatra između zemljine površine i dubljih slojeva litosfere ili hidrosfere;

LE - potrošnja toplote za isparavanje, koja se definiše kao proizvod mase isparene vode E i toplote isparavanja L toplotnog bilansa

Ovi tokovi uključuju bilans zračenja (ili zaostalo zračenje) R - razliku između apsorbovanog kratkotalasnog sunčevog zračenja i dugotalasnog efektivnog zračenja sa zemljine površine. Pozitivna ili negativna vrijednost bilansa zračenja kompenzira se s nekoliko toplinskih tokova. Pošto temperatura zemljine površine obično nije jednaka temperaturi vazduha, između donje površine i atmosfere nastaje toplotni tok P. Sličan toplotni tok F0 primećuje se između zemljine površine i dubljih slojeva litosfere ili hidrosfere. U ovom slučaju, toplotni tok u tlu je određen molekularnom toplotnom provodljivošću, dok u vodnim tijelima prijenos topline u pravilu ima turbulentan karakter u većoj ili manjoj mjeri. Toplotni tok F0 između površine rezervoara i njegovih dubljih slojeva numerički je jednak promjeni toplotnog sadržaja rezervoara u datom vremenskom intervalu i prijenosu topline strujama u rezervoaru. U toplotnom bilansu zemljine površine obično je od značajnog značaja potrošnja toplote za isparavanje LE, koja se definiše kao proizvod mase isparene vode E i toplote isparavanja L. Vrednost LE zavisi od vlaženja vode. zemljine površine, njene temperature, vlažnosti vazduha i intenziteta turbulentnog prenosa toplote u površinskom sloju vazduha, što određuje brzinu prenosa vodene pare sa zemljine površine u atmosferu.

Jednačina toplotnog bilansa atmosfere ima oblik:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

gdje je ΔW promjena sadržaja topline unutar vertikalnog zida atmosferskog stupa.

Toplotni bilans atmosfere sastoji se od njenog radijacionog balansa Ra; ulaz ili izlaz toplote Lr tokom faznih transformacija vode u atmosferi (r je zbir padavina); dolazak ili potrošnja toplote P, usled turbulentne razmene toplote atmosfere sa zemljinom površinom; toplotni dobitak ili gubitak Fa uzrokovan razmjenom topline kroz vertikalne zidove stupa, što je povezano s uređenim atmosferskim kretanjima i makroturbulencijom. Osim toga, jednadžba za toplinski bilans atmosfere uključuje pojam ΔW, koji je jednak promjeni toplotnog sadržaja unutar kolone.

Jednačina toplotnog bilansa za sistem Zemlja-atmosfera odgovara algebarskom zbiru članova jednačina za toplotnu ravnotežu zemljine površine i atmosfere. Komponente toplotnog bilansa zemljine površine i atmosfere za različite regione zemaljske kugle određuju se meteorološkim osmatranjima (na aktinometrijskim stanicama, na posebnim stanicama toplotnog bilansa, na meteorološkim satelitima Zemlje) ili klimatološkim proračunima.

Prosječne geografske vrijednosti komponenti toplotnog bilansa zemljine površine za okeane, kopno i Zemlju i toplotne ravnoteže atmosfere date su u tabelama, gdje se razmatraju vrijednosti pojmova toplinske ravnoteže pozitivni ako odgovaraju dolasku topline. S obzirom da se ove tabele odnose na prosječne godišnje uslove, one ne sadrže pojmove koji karakterišu promjene toplotnog sadržaja atmosfere i gornjih slojeva litosfere, jer su za ove uslove blizu nule.

Za Zemlju kao planetu, zajedno sa atmosferom, dijagram toplotne ravnoteže prikazan je na Sl. Jedinična površina vanjske granice atmosfere prima fluks sunčevog zračenja u prosjeku od oko 250 kcal/cm2 godišnje, od čega se oko 1/3 reflektuje u svjetski prostor, a 167 kcal/cm2 godišnje. apsorbuje ga Zemlja

Izmjena topline spontani ireverzibilni proces prenosa toplote u prostoru, usled neujednačenog temperaturnog polja. U opštem slučaju, prenos toplote može biti uzrokovan i nehomogenošću polja drugih fizičkih veličina, na primer, razlika u koncentracijama (difuzioni toplotni efekat). Postoje tri vrste prijenosa topline: toplinska provodljivost, konvekcija i prijenos topline zračenjem (u praksi prijenos topline obično obavljaju sve 3 vrste odjednom). Prijenos topline određuje ili prati mnoge procese u prirodi (na primjer, evolucija zvijezda i planeta, meteorološki procesi na površini Zemlje, itd.). u tehnologiji i svakodnevnom životu. U mnogim slučajevima, na primjer, kada se proučavaju procesi sušenja, hlađenja isparavanjem, difuzije, prijenos topline se razmatra zajedno sa prijenosom mase. Prijenos topline između dva rashladna sredstva kroz čvrsti zid koji ih razdvaja ili kroz međuprostor između njih naziva se prijenos topline.

Toplotna provodljivost jedan od vidova prenosa toplote (energija toplotnog kretanja mikročestica) sa više zagrejanih delova tela na manje zagrejane, što dovodi do izjednačavanja temperature. Kod toplotne provodljivosti, prijenos energije u tijelu se odvija kao rezultat direktnog prijenosa energije od čestica (molekula, atoma, elektrona) koje imaju više energije na čestice s manje energije. Ako je relativna promjena temperature toplotne provodljivosti na udaljenosti srednjeg slobodnog puta čestica l mala, tada je zadovoljen osnovni zakon toplotne provodljivosti (Fourierov zakon): gustina toplotnog toka q je proporcionalna temperaturnom gradijentu grad T , tj. (17)

gde je λ toplotna provodljivost, ili jednostavno toplotna provodljivost, ne zavisi od stepena T [λ zavisi od agregatnog stanja supstance (vidi tabelu), njene atomske i molekularne strukture, temperature i pritiska, sastava (u slučaju mješavina ili rastvor).

Znak minus na desnoj strani jednadžbe pokazuje da su smjer toka topline i temperaturni gradijent međusobno suprotni.

Omjer vrijednosti Q i površine poprečnog presjeka F naziva se specifičnim toplinskim fluksom ili toplinskim opterećenjem i označava se slovom q.

(18)

Vrijednosti koeficijenta toplinske provodljivosti λ za neke plinove, tekućine i čvrste tvari pri atmosferskom pritisku od 760 mm Hg odabrane su iz tabela.

Prijenos topline. Prijenos topline između dva rashladna sredstva kroz čvrsti zid koji ih razdvaja ili kroz međuprostor između njih. Prijenos topline uključuje prijenos topline sa toplijeg fluida na zid, toplinsku provodljivost u zidu, prijenos topline sa zida na hladniji pokretni medij. Intenzitet prenosa toplote tokom prenosa toplote karakteriše koeficijent prenosa toplote k, numerički jednak količini toplote koja se prenosi kroz jedinicu površine zida u jedinici vremena pri temperaturnoj razlici između tečnosti od 1 K; dimenzija k - W/(m2․K) [kcal/m2․°S)]. Vrijednost R, recipročna vrijednost koeficijenta prijenosa topline, naziva se ukupni toplinski otpor prijenosa topline. Na primjer, R jednoslojnog zida

,

gdje su α1 i α2 koeficijenti prijenosa topline od vruće tekućine do površine zida i od površine zida do hladne tekućine; δ - debljina zida; λ je koeficijent toplotne provodljivosti. U većini slučajeva koji se susreću u praksi, koeficijent prijenosa topline se utvrđuje empirijski. U ovom slučaju dobijeni rezultati se obrađuju metodama teorije sličnosti

Prenos toplote zračenja - radijacijski prijenos topline odvija se kao rezultat procesa transformacije unutrašnje energije materije u energiju zračenja, prijenosa energije zračenja i njene apsorpcije materijom. Tok procesa prijenosa topline zračenja određen je međusobnim rasporedom u prostoru tijela koja razmjenjuju toplinu, svojstvima medija koji razdvaja ova tijela. Suštinska razlika između prijenosa topline zračenjem i drugih vrsta prijenosa topline (toplotna provodljivost, konvektivni prijenos topline) je u tome što se može dogoditi iu odsustvu materijalnog medija koji razdvaja površine za prijenos topline, jer se vrši kao rezultat širenje elektromagnetnog zračenja.

Energija zračenja koja upada u procesu zračnog prijenosa topline na površinu neprozirnog tijela i karakterizira vrijednost fluksa upadnog zračenja Qinc tijelo djelomično apsorbira, a djelimično se odbija od njegove površine (vidi sliku).

Tok apsorbiranog zračenja Qabs određen je relacijom:

Qabs \u003d A Qpad, (20)

gdje je A apsorpcijski kapacitet tijela. Zbog činjenice da je za neprozirno tijelo

Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)

gdje je Qotr tok zračenja reflektovanog od površine tijela, ova posljednja vrijednost je jednaka:

Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)

gdje je 1 - A \u003d R reflektivnost tijela. Ako je apsorpciona sposobnost nekog tijela 1, pa je prema tome njegova reflektivnost 0, odnosno tijelo apsorbira svu energiju koja pada na njega, onda se ono naziva apsolutno crnim tijelom. Svako tijelo čija je temperatura različita od apsolutne nule emituje energiju zbog na zagrevanje tela. Ovo zračenje se naziva vlastito zračenje tijela i karakterizira ga tok vlastitog zračenja Qe. Samo-zračenje, vezano za jediničnu površinu tijela, naziva se gustina protoka vlastitog zračenja ili emisiona moć tijela. Ovo poslednje, u skladu sa Stefan-Boltzmanovim zakonom zračenja, proporcionalno je temperaturi tela na četvrtu stepen. Omjer emisivnosti tijela i emisivnosti potpuno crnog tijela na istoj temperaturi naziva se stepen crnila. Za sva tijela stepen crnine je manji od 1. Ako za neko tijelo ne zavisi od talasne dužine zračenja, onda se takvo tijelo naziva sivo. Priroda raspodjele energije zračenja sivog tijela po valnim dužinama ista je kao i kod apsolutno crnog tijela, odnosno opisana je Planckovim zakonom zračenja. Stepen crnila sivog tijela jednak je njegovom kapacitetu apsorpcije.

Površina bilo kojeg tijela koje ulazi u sistem emituje tok reflektovanog zračenja Qotr i vlastitog zračenja Qcob; ukupna količina energije koja napušta površinu tijela naziva se efektivni tok zračenja Qeff i određena je relacijom:

Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)

Deo energije koju telo apsorbuje vraća se u sistem u obliku sopstvenog zračenja, pa se rezultat prenosa toplote zračenja može predstaviti kao razlika između tokova sopstvenog i apsorbovanog zračenja. Vrijednost

Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)

naziva se rezultujući tok zračenja i pokazuje koliko energije tijelo prima ili gubi u jedinici vremena kao rezultat prijenosa topline zračenja. Rezultirajući fluks zračenja se također može izraziti kao

Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)

odnosno kao razlika između ukupne potrošnje i ukupnog dolaska energije zračenja na površinu tijela. Dakle, s obzirom na to

Qpad = (Qcob - Qpez) / A, (26)

dobijamo izraz koji se široko koristi u proračunima prijenosa topline zračenja:

Zadatak proračuna zračnog prijenosa topline je, po pravilu, pronaći rezultirajuće fluksove zračenja na svim površinama uključenim u dati sistem, ako su poznate temperature i optičke karakteristike svih ovih površina. Za rješavanje ovog problema, pored posljednje relacije, potrebno je utvrditi odnos između fluksa Qinc na datoj površini i fluksa Qeff na svim površinama uključenim u sistem razmjene topline zračenja. Da bi se pronašao ovaj odnos, koristi se koncept prosječnog kutnog koeficijenta zračenja koji pokazuje na koji dio hemisferičnog (tj. emitiranog u svim smjerovima unutar hemisfere) zračenja određene površine uključene u sistem razmjene topline zračenja ovu površinu. Dakle, fluks Qfall na bilo kojoj površini uključenoj u sistem za izmjenu topline zračenja definira se kao zbir proizvoda Qeff svih površina (uključujući i datu, ako je konkavna) i odgovarajućih ugaonih koeficijenata zračenja.

Prijenos topline zračenja igra značajnu ulogu u procesima prijenosa topline koji se odvijaju na temperaturama od oko 1000 °C i više. Široko se koristi u raznim oblastima tehnologije: u metalurgiji, termoenergetici, nuklearnoj energiji, raketnoj tehnologiji, hemijskoj tehnologiji, tehnologiji sušenja i solarnoj tehnologiji.

Zemlja prima toplotu apsorbujući kratkotalasnu sunčevu radijaciju u atmosferi, a posebno na zemljinoj površini. Sunčevo zračenje je praktično jedini izvor toplote u sistemu "atmosfera-zemlja". Ostali izvori toplote (toplota koja se oslobađa pri raspadu radioaktivnih elemenata unutar Zemlje, gravitaciona toplota itd.) ukupno daju samo pethiljaditi deo toplote koja ulazi u gornju granicu atmosfere od sunčevog zračenja Dakle i pri sastavljanju toplotnog bilansa jednačina, oni se mogu zanemariti.

Toplota se gubi kratkotalasnim zračenjem napuštajući svetski prostor, reflektujući se od atmosfere Soa i od zemljine površine SOP, a zbog efektivnog zračenja dugotalasnog zračenja Ee zemljine površine i zračenja atmosfere Ea.

Dakle, na gornjoj granici atmosfere, toplotna ravnoteža Zemlje kao planete sastoji se od radijacijskog (radijativnog) prijenosa topline:

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

gde? Se, promena toplotnog sadržaja sistema "atmosfera - Zemlja" tokom određenog vremenskog perioda?

Razmotrimo termine ove jednačine za godišnji period. Tok sunčevog zračenja na prosječnoj udaljenosti Zemlje od Sunca je približno jednak 42,6-10° J/(m2-godišnje). Od ovog toka, Zemlja prima količinu energije jednaku proizvodu solarne konstante I0 i površine poprečnog presjeka Zemlje pR2, odnosno I0 pR2, gdje je R prosječni polumjer Zemlje. Pod uticajem Zemljine rotacije, ova energija se raspoređuje po celoj površini kugle, jednaka 4pR2. Posljedično, prosječna vrijednost toka sunčevog zračenja na horizontalnu površinu Zemlje, bez uzimanja u obzir njegovog slabljenja atmosferom, iznosi Io rR2/4rR3 = Io/4, odnosno 0,338 kW/m2. Godišnje se u prosjeku primi oko 10,66-109 J, odnosno 10,66 GJ sunčeve energije za svaki kvadratni metar površine vanjske granice atmosfere, odnosno Io = 10,66 GJ / (m2 * godina).

Razmotrimo stranu rashoda jednačine (1). Sunčevo zračenje koje je stiglo na vanjsku granicu atmosfere djelomično prodire u atmosferu, a djelomično se odbija od atmosfere i zemljine površine u svjetski prostor. Prema najnovijim podacima, prosječni albedo Zemlje procjenjuje se na 33%: to je zbir refleksije od oblaka (26%) i refleksije od donje površine (7:%). Tada je zračenje koje reflektuju oblaci Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 GJ / (m2 * godina), Zemljina površina - SOP = 10,66 * 0,07 = 0,75 GJ / (m2 * godina) i uopšte, Zemlja reflektuje 3,52 GJ/ (m2*godina).

Zemljina površina, zagrijana kao rezultat apsorpcije sunčevog zračenja, postaje izvor dugovalnog zračenja koje zagrijava atmosferu. Površina bilo kojeg tijela koje ima temperaturu iznad apsolutne nule neprekidno zrači toplinsku energiju. Zemljina površina i atmosfera nisu izuzetak. Prema Stefan-Boltzmannom zakonu, intenzitet zračenja zavisi od temperature tela i njegove emisivnosti:

E = wT4, (2)

gdje je E intenzitet zračenja, odnosno vlastito zračenje, W/m2; c je emisivnost tijela u odnosu na potpuno crno tijelo, za koje je c = 1; y - Stefanova konstanta - Boltzmann, jednaka 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T je apsolutna tjelesna temperatura.

Vrijednosti za različite površine kreću se od 0,89 (glatka vodena površina) do 0,99 (gusta zelena trava). U prosjeku, za Zemljinu površinu, v se uzima jednakim 0,95.

Apsolutne temperature zemljine površine su između 190 i 350 K. Na takvim temperaturama emitovano zračenje ima talasne dužine od 4-120 mikrona i stoga je sve infracrveno i ne opaža se okom.

Intrinzično zračenje zemljine površine - E3, izračunato po formuli (2), jednako je 12,05 GJ/(m2*godišnje), što je 1,39 GJ/(m2*godišnje), ili 13% više od sunčevog zračenja koje je stiglo na gornjoj granici atmosfere S0. Ovako veliki povratak radijacije zemljinom površinom doveo bi do njenog brzog hlađenja, da to nije spriječeno apsorpcijom sunčevog i atmosferskog zračenja od strane površine zemlje. Infracrveno zemaljsko zračenje, odnosno sopstveno zračenje zemljine površine, u opsegu talasnih dužina od 4,5 do 80 mikrona intenzivno se apsorbuje atmosferskom vodenom parom i samo u opsegu od 8,5 - 11 mikrona prolazi kroz atmosferu i odlazi u svetski svemir. Zauzvrat, atmosferska vodena para također emituje nevidljivo infracrveno zračenje, od čega je većina usmjerena dolje na površinu zemlje, a ostatak odlazi u svjetski svemir. Atmosfersko zračenje koje dolazi na površinu Zemlje naziva se protuzračenje atmosfere.

Od protuzračenja atmosfere, Zemljina površina apsorbira 95% svoje veličine, budući da je, prema Kirchhoffovom zakonu, sjaj tijela jednak njegovoj apsorpciji zračenja. Dakle, protuzračenje atmosfere je važan izvor topline za Zemljinu površinu pored apsorbovanog sunčevog zračenja. Protuzračenje atmosfere ne može se direktno odrediti i izračunava se indirektnim metodama. Protivzračenje atmosfere koje apsorbuje zemljina površina Eza = 10,45 GJ/(m2*god). U odnosu na S0, on iznosi 98%.

Protuzračenje je uvijek manje od zemaljskog. Stoga, Zemljina površina gubi toplinu zbog pozitivne razlike između vlastitog i protuzračenja. Razlika između vlastitog zračenja zemljine površine i protuzračenja atmosfere naziva se efektivno zračenje (Ee):

Ee \u003d Ez - Eza (3)

solarna razmena toplote na zemlji

Efektivno zračenje je neto gubitak energije zračenja, a time i toplote, sa površine zemlje. Ova toplota koja izlazi u svemir iznosi 1,60 GJ/(m2*god), ili 15% sunčevog zračenja koje je stiglo na gornju granicu atmosfere (strelica E3 na slici 9.1). U umjerenim geografskim širinama, Zemljina površina gubi efektivnim zračenjem oko polovine količine toplote koju prima od apsorbovanog zračenja.

Zračenje atmosfere je složenije od zračenja Zemljine površine. Prvo, prema Kirchhoffovom zakonu, energiju emituju samo oni plinovi koji je apsorbiraju, odnosno vodena para, ugljični dioksid i ozon. Drugo, zračenje svakog od ovih gasova ima složen selektivni karakter. Budući da se sadržaj vodene pare smanjuje s visinom, najjače zračeći slojevi atmosfere leže na visinama od 6-10 km. Dugotalasno zračenje atmosfere u svjetski prostor Ea=5,54 GJ/(m2*god.), što je 52% priliva sunčevog zračenja na gornju granicu atmosfere. Dugotalasno zračenje zemljine površine i atmosfere koje ulazi u svemir naziva se izlazno zračenje EU. Ukupno je jednako 7,14 GJ/(m2*god), ili 67% priliva sunčevog zračenja.

Zamjenom pronađenih vrijednosti So, Soa, Sop, Ee i Ea u jednačinu (1) dobijamo - ?Sz = 0, tj. izlazno zračenje, zajedno sa reflektovanim i raspršenim kratkotalasnim zračenjem Soz, kompenzuje priliv sunčevog zračenja na Zemlju. Drugim riječima, Zemlja, zajedno sa atmosferom, gubi onoliko radijacije koliko i prima, te je stoga u stanju radijacijske ravnoteže.

Termička ravnoteža Zemlje potvrđena je dugoročnim posmatranjem temperature: prosječna temperatura Zemlje malo varira iz godine u godinu i ostaje gotovo nepromijenjena iz jednog dugotrajnog perioda u drugi.