تابش خورشیدی و تعادل گرما. تعادل حرارتی سطح و جو زمین مفهوم میدان ترموباریک زمین

جو، مانند سطح زمین، تقریباً تمام گرمای خود را از خورشید دریافت می کند. سایر منابع گرمایش عبارتند از گرمای حاصل از روده های زمین، اما تنها کسری از درصد کل گرما است.

اگرچه تابش خورشیدی تنها منبع گرما برای سطح زمین است، رژیم حرارتی پوشش جغرافیایی تنها نتیجه تعادل تابش نیست. گرمای خورشیدی تحت تأثیر عوامل زمینی تبدیل و توزیع مجدد می شود و در درجه اول توسط جریان های هوا و اقیانوس تبدیل می شود. آنها به نوبه خود به دلیل توزیع نابرابر تابش خورشیدی در عرض های جغرافیایی هستند. این یکی از بارزترین نمونه های ارتباط نزدیک جهانی و تعامل اجزای مختلف در طبیعت است.

برای طبیعت زنده زمین، توزیع مجدد گرما بین عرض های جغرافیایی مختلف و همچنین بین اقیانوس ها و قاره ها مهم است. به لطف این فرآیند، توزیع مجدد فضایی بسیار پیچیده گرما بر روی سطح زمین مطابق با جهت های برتر حرکت جریان های هوا و اقیانوس اتفاق می افتد. با این حال، انتقال حرارت کل، به عنوان یک قاعده، از عرض های جغرافیایی پایین به عرض های جغرافیایی بالا و از اقیانوس ها به قاره ها هدایت می شود.

توزیع گرما در اتمسفر از طریق همرفت، رسانش گرما و تابش صورت می گیرد. همرفت حرارتی در همه جای سیاره خود را نشان می دهد، بادها، جریان های هوای صعودی و نزولی در همه جا حضور دارند. همرفت به ویژه در مناطق گرمسیری مشخص است.

هدایت حرارتی، یعنی انتقال گرما در هنگام تماس مستقیم جو با سطح گرم یا سرد زمین، اهمیت نسبتا کمی دارد، زیرا هوا رسانای ضعیفی برای گرما است. این خاصیت است که کاربرد گسترده ای در ساخت قاب پنجره با شیشه دوجداره پیدا کرده است.

ورودی و خروجی گرما در اتمسفر پایین در عرض های جغرافیایی مختلف یکسان نیست. شمال 38 درجه شمالی ش گرمای بیشتری نسبت به جذب گرما منتشر می شود. این تلفات با جریان های گرم اقیانوسی و هوا که به عرض های جغرافیایی معتدل هدایت می شوند، جبران می شود.

فرآیند دریافت و مصرف انرژی خورشیدی، گرمایش و سرمایش کل سیستم جو زمین با تعادل گرمایی مشخص می شود. اگر ورودی سالانه انرژی خورشیدی به مرز بالایی جو را 100٪ در نظر بگیریم، تعادل انرژی خورشیدی به این صورت خواهد بود: 42٪ از زمین منعکس شده و به فضای بیرون باز می گردد (این مقدار مشخص کننده زمین است. albedo)، با 38٪ منعکس شده توسط جو و 4٪ - سطح زمین. بقیه (58٪) جذب می شود: 14٪ - توسط جو و 44٪ - توسط سطح زمین. سطح گرم شده زمین تمام انرژی جذب شده توسط آن را پس می دهد. در عین حال، تابش انرژی توسط سطح زمین 20٪، 24٪ برای گرم کردن هوا و تبخیر رطوبت (5.6٪ برای گرم کردن هوا و 18.4٪ برای تبخیر رطوبت) صرف می شود.

چنین ویژگی های عمومی تعادل گرمایی کره زمین به عنوان یک کل. در واقع، برای تسمه های عرضی مختلف برای سطوح مختلف، تعادل حرارتی به دور از یکسان خواهد بود. بنابراین، تعادل گرمایی هر قلمرو در هنگام طلوع و غروب خورشید، با تغییر فصول، بسته به شرایط جوی (ابری، رطوبت هوا و محتوای گرد و غبار در آن)، ماهیت سطح (آب یا زمین، جنگل یا پیاز) به هم می‌خورد. ، پوشش برفی یا زمین برهنه) ، ارتفاع از سطح دریا. بیشتر گرما در شب، در زمستان و از طریق هوای کمیاب، تمیز و خشک در ارتفاعات بالا منتشر می شود. اما در نهایت، تلفات ناشی از تابش با گرمای حاصل از خورشید جبران می شود و حالت تعادل دینامیکی بر روی زمین به طور کلی حاکم است، در غیر این صورت گرم می شود یا برعکس، سرد می شود.

دمای هوا

گرم شدن جو به روشی نسبتاً پیچیده رخ می دهد. طول موج‌های کوتاه پرتوهای خورشید، از قرمز مرئی تا اشعه ماوراء بنفش، در نزدیکی سطح زمین به امواج گرمایی طولانی‌تری تبدیل می‌شوند که بعداً وقتی از سطح زمین ساطع می‌شوند، جو را گرم می‌کنند. لایه‌های پایین‌تر جو سریع‌تر از لایه‌های بالایی گرم می‌شوند، که با تابش حرارتی نشان‌داده شده از سطح زمین و این واقعیت که چگالی بالایی دارند و با بخار آب اشباع شده‌اند توضیح داده می‌شود.

ویژگی بارز توزیع عمودی دما در تروپوسفر کاهش آن با ارتفاع است. متوسط ​​شیب عمودی دما، یعنی میانگین کاهش محاسبه شده در هر 100 متر ارتفاع، 0.6 درجه سانتی گراد است. خنک شدن هوای مرطوب با تراکم رطوبت همراه است. در این حالت مقدار مشخصی گرما آزاد می شود که صرف تشکیل بخار شده است. بنابراین، هنگامی که هوای مرطوب بالا می رود، تقریباً دو برابر هوای خشک کندتر خنک می شود. ضریب زمین گرمایی هوای خشک در تروپوسفر به طور متوسط ​​1 درجه سانتیگراد است.

هوایی که از سطح زمین گرم شده و بدنه های آبی بلند می شود وارد منطقه ای با فشار کم می شود. این به آن اجازه انبساط می دهد و در ارتباط با این، مقدار معینی از انرژی حرارتی به انرژی جنبشی تبدیل می شود. در نتیجه این فرآیند، هوا خنک می شود. اگر در همان زمان گرما را از جایی دریافت نکند و آن را به جایی ندهد، کل فرآیند توصیف شده خنک کننده آدیاباتیک یا دینامیک نامیده می شود. و بالعکس، هوا پایین می آید، وارد منطقه فشار بالا می شود، توسط هوایی که آن را احاطه کرده است متراکم می شود و انرژی مکانیکی به انرژی گرمایی تبدیل می شود. به همین دلیل، هوا گرمایش آدیاباتیک را تجربه می کند که به طور متوسط ​​​​1 درجه سانتیگراد به ازای هر 100 متر فرونشست است.

گاهی اوقات دما با افزایش ارتفاع افزایش می یابد. این پدیده وارونگی نامیده می شود. علل تظاهرات u "متفاوت است: تشعشع از زمین بر روی صفحات یخ، عبور جریان های قوی هوای گرم از روی سطح سرد. وارونگی ها به ویژه در مناطق کوهستانی مشخص است: هوای سرد سنگین به داخل گودال کوه ها جریان می یابد و در آنجا راکد می شود و جابجا می شود. هوای گرم سبک تر به سمت بالا

تغییرات روزانه و سالانه دمای هوا نشان دهنده وضعیت حرارتی سطح است. در لایه سطحی هوا حداکثر روزانه ساعت 14-15 و حداقل پس از طلوع آفتاب مشاهده می شود. بیشترین دامنه روزانه در عرض های جغرافیایی نیمه گرمسیری (30 درجه سانتیگراد) و کوچکترین - در قطب (5 درجه سانتیگراد) رخ می دهد. سیر سالانه دما به عرض جغرافیایی، ماهیت سطح زیرین، ارتفاع مکان از سطح اقیانوس، برجستگی و فاصله از اقیانوس بستگی دارد.

قوانین جغرافیایی خاصی در توزیع دمای سالانه در سطح زمین آشکار شده است.

1. در هر دو نیمکره، دمای متوسط ​​به سمت قطب ها در حال کاهش است. با این حال، استوای حرارتی - یک موازی گرم با میانگین دمای سالانه 27 درجه سانتیگراد - در نیمکره شمالی در حدود 15-20 درجه عرض جغرافیایی قرار دارد. این با این واقعیت توضیح داده می شود که زمین در اینجا مساحت بیشتری را نسبت به خط استوای جغرافیایی اشغال می کند.

2. از خط استوا به سمت شمال و جنوب، دما به طور ناهموار تغییر می کند. بین خط استوا و موازی 25، کاهش دما بسیار کند است - کمتر از دو درجه برای هر ده درجه عرض جغرافیایی. بین 25 تا 80 درجه عرض جغرافیایی در هر دو نیمکره، دما بسیار سریع کاهش می یابد. در برخی نقاط، این کاهش بیش از 10 درجه سانتیگراد است. بیشتر به سمت قطب ها، میزان افت دما دوباره کاهش می یابد.

3. میانگین دمای سالانه تمام موازی های نیمکره جنوبی کمتر از دمای موازی های مربوط به نیمکره شمالی است. میانگین دمای هوا در نیمکره شمالی عمدتاً "قاره ای" +8.6 درجه سانتیگراد در ژانویه و +22.4 درجه سانتیگراد در ماه جولای است. در نیمکره جنوبی "اقیانوسی"، میانگین دما در ماه ژوئیه + 11.3 درجه سانتیگراد، در ژانویه - 17.5 + درجه سانتیگراد است. دامنه سالانه نوسانات دمای هوا در نیمکره شمالی به دلیل ویژگی های توزیع، دو برابر بیشتر است. خشکی و دریا در عرض های جغرافیایی متناظر و تأثیر خنک کنندگی گنبد یخی بزرگ قطب جنوب بر آب و هوای نیمکره جنوبی.

نقشه های ایزوترم ویژگی های مهمی از توزیع دمای هوا بر روی زمین ارائه می دهند. بنابراین، بر اساس تجزیه و تحلیل توزیع ایزوترم های جولای در سطح زمین، نتایج اصلی زیر را می توان فرموله کرد.

1. در مناطق فرا گرمسیری هر دو نیمکره، همدماهای قاره‌ها نسبت به موقعیت آن روی پنجره‌ها به سمت شمال خم می‌شوند. در نیمکره شمالی، این به این دلیل است که زمین بیشتر از دریا گرم می شود، و در جنوب - نسبت مخالف: در این زمان، زمین سردتر از دریا است.

2. ایزوترم های جولای بر روی اقیانوس ها تأثیر جریان های دمای هوای سرد را منعکس می کنند. این امر به ویژه در امتداد آن سواحل غربی آمریکای شمالی و آفریقا که توسط مکاتبات سرد جریان های اقیانوسی کالیفرنیا و قناری شسته شده است قابل توجه است. در نیمکره جنوبی، ایزوترم ها در جهت مخالف شمال خمیده می شوند - همچنین تحت تأثیر جریان های سرد.

3. بیشترین میانگین دما در تیرماه در بیابان های واقع در شمال خط استوا مشاهده می شود. در این زمان در کالیفرنیا، صحرا، عربستان، ایران و داخل آسیا گرم است.

توزیع ایزوترم های ژانویه نیز ویژگی های خاص خود را دارد.

1. انحناهای ایزوترم ها بر روی اقیانوس ها به سمت شمال و بر روی خشکی به سمت جنوب برجسته تر و متضاد تر می شوند. این بیشتر در نیمکره شمالی آشکار است. خمیدگی های قوی ایزوترم ها به سمت قطب شمال منعکس کننده افزایش نقش حرارتی جریان های اقیانوسی گلف استریم در اقیانوس اطلس و کورو-سیو در اقیانوس آرام است.

2. در نواحی فرا گرمسیری هر دو نیمکره، همدماهای قاره ها به طور قابل توجهی به سمت جنوب منحنی شده اند. این به این دلیل است که در نیمکره شمالی زمین سردتر است و در نیمکره جنوبی گرمتر از دریا است.

3. بالاترین میانگین دما در ماه ژانویه در بیابان های منطقه گرمسیری نیمکره جنوبی رخ می دهد.

4. مناطقی که بیشترین سرمایش را در ماه ژانویه روی کره زمین دارند، مانند ژوئیه، قطب جنوب و گرینلند هستند.

به طور کلی می توان بیان کرد که ایزوترم های نیمکره جنوبی در تمام فصول سال دارای الگوی ضربه ای مستطیل (طولی) هستند. عدم وجود ناهنجاری های قابل توجه در جریان ایزوترم ها در اینجا با غلبه قابل توجه سطح آب بر خشکی توضیح داده می شود. تجزیه و تحلیل سیر ایزوترم ها نشان دهنده وابستگی نزدیک دما نه تنها به میزان تابش خورشیدی، بلکه همچنین به توزیع مجدد گرما توسط جریان های اقیانوسی و هوا است.

تعادل تشعشعتفاوت بین ورودی و خروجی انرژی تابشی جذب شده و ساطع شده از سطح زمین است.

تعادل تابش - مجموع جبری شار تابش در یک حجم خاص یا در یک سطح خاص. صحبت در مورد تعادل تشعشع جو یا سیستم "زمین-اتمسفر" ، اغلب منظور آنها تعادل تابشی سطح زمین است که انتقال گرما را در مرز پایین جو تعیین می کند. نشان دهنده تفاوت بین تابش کل جذب شده خورشید و تابش موثر سطح زمین است.

تعادل تابشی تفاوت بین انرژی تابشی ورودی و خروجی است که از سطح زمین جذب و ساطع می شود.

تعادل تشعشع مهمترین عامل اقلیمی است، زیرا توزیع دما در خاک و لایه های هوای مجاور آن تا حد زیادی به مقدار آن بستگی دارد. این ویژگی های فیزیکی توده های هوا در حال حرکت در سراسر زمین و همچنین شدت تبخیر و ذوب برف را تعیین می کند.

توزیع مقادیر سالانه تعادل تابش در سطح کره زمین یکسان نیست: در عرض های جغرافیایی گرمسیری، این مقادیر به 100 ... 120 کیلو کالری در (cm2-سال) و حداکثر (تا حداکثر) می رسد. 140 کیلو کالری / (cm2-year)) در سواحل شمال غربی استرالیا مشاهده می شود). در مناطق بیابانی و خشک، مقادیر تعادل تشعشع در مقایسه با مناطق دارای رطوبت کافی و بیش از حد در همان عرض های جغرافیایی کمتر است. این امر به دلیل افزایش آلبدو و افزایش تشعشعات مؤثر به دلیل خشکی زیاد هوا و ابری کم ایجاد می شود. در عرض های جغرافیایی معتدل، مقادیر تعادل تشعشع به دلیل کاهش تابش کل، با افزایش عرض جغرافیایی به سرعت کاهش می یابد.

به طور متوسط، در طول سال، مجموع تعادل تشعشعات برای کل سطح کره زمین مثبت است، به استثنای مناطقی که دارای پوشش یخی دائمی هستند (قطب جنوب، بخش مرکزی گرینلند و غیره).

انرژی که با مقدار تعادل تشعشع اندازه گیری می شود، تا حدی صرف تبخیر می شود، بخشی به هوا منتقل می شود و در نهایت مقدار معینی انرژی به خاک رفته و برای گرم کردن آن می رود. بنابراین، مجموع گرمای ورودی-خروجی برای سطح زمین که تعادل حرارتی نامیده می شود، می تواند به صورت معادله زیر نمایش داده شود:

در اینجا B تعادل تابش است، M شار گرمایی بین سطح زمین و جو، V مصرف گرما برای تبخیر (یا آزاد شدن گرما در طول تراکم)، T تبادل حرارت بین سطح خاک و لایه‌های عمیق است.

شکل 16 - تاثیر تابش خورشید بر سطح زمین

به طور متوسط، در طول سال، خاک عملاً به اندازه دریافت گرما به هوا می دهد، بنابراین، در نتیجه گیری سالانه، گردش حرارت در خاک صفر است. مصرف گرما برای تبخیر در سطح کره زمین بسیار نابرابر توزیع می شود. در اقیانوس ها، آنها به مقدار انرژی خورشیدی که به سطح اقیانوس می رسد و همچنین به ماهیت جریان های اقیانوسی بستگی دارند. جریان های گرم مصرف گرما را برای تبخیر افزایش می دهند، در حالی که جریان های سرد آن را کاهش می دهند. در قاره ها، هزینه گرما برای تبخیر نه تنها با مقدار تابش خورشید، بلکه با ذخایر رطوبت موجود در خاک نیز تعیین می شود. با کمبود رطوبت که باعث کاهش تبخیر می شود، هزینه های حرارتی برای تبخیر کاهش می یابد. بنابراین در بیابان ها و نیمه بیابانی ها به میزان قابل توجهی کاهش می یابد.

عملا تنها منبع انرژی برای تمام فرآیندهای فیزیکی در حال توسعه در جو، تابش خورشید است. ویژگی اصلی رژیم تشعشعی جو به اصطلاح است. اثر گلخانه ای: اتمسفر تابش خورشیدی موج کوتاه را ضعیف جذب می کند (بیشتر آن به سطح زمین می رسد)، اما تابش حرارتی موج بلند (کاملاً مادون قرمز) سطح زمین را به تأخیر می اندازد که به طور قابل توجهی انتقال حرارت زمین به فضای بیرونی را کاهش می دهد. و دمای آن را افزایش می دهد.

تابش خورشیدی وارد شده به اتمسفر تا حدی در جو عمدتاً توسط بخار آب، دی اکسید کربن، ازن و ذرات معلق در هوا جذب می شود و توسط ذرات آئروسل و نوسانات چگالی اتمسفر پراکنده می شود. به دلیل پراکندگی انرژی تابشی خورشید در جو، نه تنها تابش مستقیم خورشید مشاهده می شود، بلکه تابش پراکنده نیز مشاهده می شود که مجموع تابش را تشکیل می دهند. با رسیدن به سطح زمین، کل تابش تا حدی از آن منعکس می شود. مقدار تابش منعکس شده توسط بازتاب سطح زیرین تعیین می شود، به اصطلاح. albedo در اثر تابش جذب شده، سطح زمین گرم می شود و منبع تابش امواج بلند خود به سمت جو می شود. به نوبه خود، اتمسفر نیز تشعشعات موج بلندی را به سمت سطح زمین (به اصطلاح تابش ضد اتمسفر) و فضای بیرونی (به اصطلاح تابش خروجی) منتشر می کند. تبادل حرارتی منطقی بین سطح زمین و جو توسط تابش موثر تعیین می شود - تفاوت بین تابش سطح خود زمین و تابش ضد اتمسفر جذب شده توسط آن. تفاوت بین تشعشعات موج کوتاه جذب شده توسط سطح زمین و تابش موثر را تعادل تشعشعی می نامند.

تبدیل انرژی تابش خورشیدی پس از جذب آن در سطح زمین و در جو، تعادل حرارتی زمین را تشکیل می دهد. منبع اصلی گرما برای جو، سطح زمین است که بخش عمده ای از تابش خورشید را جذب می کند. از آنجایی که جذب تابش خورشید در جو کمتر از اتلاف گرما از جو به فضای جهان توسط تابش امواج بلند است، مصرف گرمای تابشی با هجوم گرما به جو از سطح زمین به شکل جبران می شود. انتقال حرارت متلاطم و ورود گرما در نتیجه تراکم بخار آب در جو. از آنجایی که مقدار کل چگالش در کل اتمسفر برابر با مقدار بارندگی و همچنین میزان تبخیر از سطح زمین است، هجوم گرمای تراکم در جو از نظر عددی برابر با گرمای صرف شده برای تبخیر در زمین است. سطح

تعادل حرارتی سطح زمین

تعادل حرارتی سطح زمین مجموع جبری شارهای حرارتی است که وارد و خارج از سطح زمین می شوند. بیان شده توسط معادله:

جایی که آر- تعادل تشعشع سطح زمین؛ پ- جریان گرمای متلاطم بین سطح زمین و جو؛ LE- مصرف گرما برای تبخیر؛ که در- جریان گرما از سطح زمین به اعماق خاک یا آب یا بالعکس. نسبت اجزای تعادل در طول زمان بسته به ویژگی‌های سطح زیرین و عرض جغرافیایی مکان تغییر می‌کند. ماهیت تعادل حرارتی سطح زمین و سطح انرژی آن مشخصه ها و شدت اکثر فرآیندهای برون زا را تعیین می کند. داده های مربوط به تعادل حرارتی سطح زمین نقش مهمی در مطالعه تغییرات آب و هوا، پهنه بندی جغرافیایی و رژیم حرارتی موجودات دارد.

فرهنگ لغت دایره المعارف زیست محیطی. - کیشینو: نسخه اصلی دایره المعارف شوروی مولداوی. I.I. پدربزرگ 1989

• تابش حرارتی
• تعادل حرارتی سیستم زمین-اتمسفر

ببینید «تعادل حرارتی سطح زمین» در فرهنگ‌های دیگر چیست:

تعادل حرارتی سطح زمین- مجموع جبری شارهای گرمایی که به سطح زمین می آیند و توسط آن تابش می شوند ... فرهنگ لغت جغرافیا

تعادل حرارتی زمین، نسبت درآمد و مصرف انرژی (تابشی و حرارتی) در سطح زمین، در جو و در سیستم جوی زمین. منبع اصلی انرژی برای اکثریت قریب به اتفاق مواد فیزیکی، شیمیایی و بیولوژیکی ... ...

تعادل حرارتی- سطح زمین مجموع جبری شارهای حرارتی است که به سطح زمین می آیند و از آن خارج می شوند. بیان شده توسط معادله: R + P + LE + B=0، که در آن R تعادل تابش سطح زمین است. جریان گرمای متلاطم بین زمین ... ... فرهنگ لغت زیست محیطی

I تعادل حرارتی - مقایسه درآمد و مصرف (استفاده شده و از دست رفته) گرما در فرآیندهای حرارتی مختلف (به فرآیند حرارتی مراجعه کنید). در تکنیک T. b. برای تجزیه و تحلیل فرآیندهای حرارتی رخ داده در بخار ... دایره المعارف بزرگ شوروی

فرهنگ لغت دایره المعارفی بزرگ

مقایسه درآمد و مصرف انرژی حرارتی در تحلیل فرآیندهای حرارتی. این هم در مطالعه فرآیندهای طبیعی (توازن حرارتی جو، اقیانوس، سطح زمین و زمین به عنوان یک کل و غیره) و در فناوری در انواع حرارتی ... فرهنگ لغت دایره المعارفی

مقایسه درآمد و مصرف انرژی حرارتی در تحلیل فرآیندهای حرارتی. این هم در مطالعه فرآیندهای طبیعی (T. b. جو، اقیانوس، سطح زمین و زمین به عنوان یک کل، و غیره) و در فن آوری در تجزیه گردآوری شده است. دستگاه های حرارتی ...... علوم طبیعی. فرهنگ لغت دایره المعارفی

- (ترازوی فرانسوی، از بالانس تا پمپ). 1) تعادل 2) در بخش حسابداری، تطبیق حساب ها برای دریافت و هزینه مبالغ برای روشن شدن وضعیت امور. 3) نتیجه مقایسه تجارت واردات و صادرات هر کشور. فرهنگ لغات خارجی شامل ... فرهنگ لغت کلمات خارجی زبان روسی

اتمسفر و سطح زیرین، مجموع جریان ورودی و خروجی انرژی تابشی جذب شده و ساطع شده توسط جو و سطح زیرین (به سطح زیرین مراجعه کنید). برای حال و هوای ر. شامل بخش ورودی جذب شده ... ... دایره المعارف بزرگ شوروی

زمین (از کف زمین اسلاوی رایج، پایین)، سومین سیاره منظومه شمسی از خورشید، علامت نجومی Å یا، ♀. I. مقدمه Z. از نظر اندازه و جرم در بین سیارات بزرگ، اما در بین سیارات به اصطلاح، جایگاه پنجم را به خود اختصاص داده است. گروه زمینی در ...... دایره المعارف بزرگ شوروی

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

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

ابتدا تابش کل و تابش متضاد جو وارد سطح زمین می شود. آنها کم و بیش جذب سطح می شوند، یعنی برای گرم کردن لایه های بالایی خاک و آب می روند. در عین حال، سطح زمین خود تابش می کند و در این فرآیند گرما را از دست می دهد.

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

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

در هر دوره زمانی، همان مقدار گرمایی که در این مدت از بالا و پایین دریافت می کند، از سطح زمین بالا و پایین می رود. اگر غیر از این بود، قانون بقای انرژی محقق نمی شد: لازم بود فرض کنیم که انرژی در سطح زمین پدید می آید یا ناپدید می شود. با این حال، ممکن است، برای مثال، گرمای بیشتری نسبت به آنچه از بالا آمده افزایش یابد. در این حالت انتقال حرارت اضافی باید با ورود گرما به سطح از اعماق خاک یا آب پوشش داده شود.

پس مجموع جبری تمام درآمدها و هزینه های گرما در سطح زمین باید برابر با صفر باشد. این با معادله تعادل حرارتی سطح زمین بیان می شود.

برای نوشتن این معادله، ابتدا تابش جذب شده و تابش موثر را در یک تعادل تشعشع ترکیب می کنیم.

ورود گرما از هوا یا برگشت آن به هوا با رسانایی حرارتی را P نشان خواهیم داد. همان درآمد یا مصرف با تبادل حرارت با لایه های عمیق تر خاک یا آب A نامیده می شود. از دست دادن گرما در هنگام تبخیر یا آن ورود در هنگام تراکم به سطح زمین با LE نشان داده می شود که L گرمای ویژه تبخیر و E جرم آب تبخیر شده یا متراکم شده است.

همچنین می توان گفت که معنای معادله این است که تعادل تابشی در سطح زمین با انتقال حرارت غیر تابشی متعادل می شود (شکل 5.1).

معادله (1) برای هر دوره زمانی از جمله برای چندین سال معتبر است.

صفر بودن تعادل حرارتی سطح زمین به این معنی نیست که دمای سطح زمین تغییر نمی کند. هنگامی که انتقال حرارت به سمت پایین هدایت می شود، گرمایی که از بالا به سطح می آید و آن را در اعماق خود رها می کند تا حد زیادی در بالاترین لایه خاک یا آب (در اصطلاح لایه فعال) باقی می ماند. دمای این لایه و در نتیجه دمای سطح زمین نیز افزایش می یابد. برعکس، هنگام انتقال گرما از طریق سطح زمین از پایین به بالا، به جو، گرما عمدتاً از لایه فعال خارج می شود و در نتیجه دمای سطح کاهش می یابد.

از روز به روز و از سال به سال، میانگین دمای لایه فعال و سطح زمین در هر مکان کمی متفاوت است. این بدان معناست که در طول روز تقریباً به همان اندازه گرما وارد اعماق خاک یا آب در طول روز می شود که در شب از آن خارج می شود. اما با این حال، در روزهای تابستان، گرما کمی بیشتر از آن که از پایین می آید، کاهش می یابد. بنابراین لایه های خاک و آب و در نتیجه سطح آنها روز به روز گرم می شود. در زمستان، روند معکوس رخ می دهد. این تغییرات فصلی در گرمای ورودی - مصرف گرما در خاک و آب تقریباً در طول سال متعادل می شود و میانگین دمای سالانه سطح زمین و لایه فعال از سال به سال کمی متفاوت است.

تعادل حرارتی زمین- نسبت درآمد و مصرف انرژی (تابشی و حرارتی) در سطح زمین، در جو و در سیستم زمین - جو. منبع اصلی انرژی برای اکثریت قریب به اتفاق فرآیندهای فیزیکی، شیمیایی و بیولوژیکی در اتمسفر، هیدروسفر و در لایه‌های بالایی لیتوسفر تابش خورشیدی است، بنابراین توزیع و نسبت اجزای تعادل حرارتی تغییر شکل‌های آن را در این پوسته‌ها مشخص می‌کند.

تعادل حرارتی فرمول خاصی از قانون بقای انرژی است و برای بخشی از سطح زمین (موازنه حرارتی سطح زمین) تدوین شده است. برای یک ستون عمودی که از جو عبور می کند (توازن حرارتی جو). برای همان ستونی که از جو و لایه های بالایی لیتوسفر یا هیدروسفر می گذرد (تعادل حرارتی سیستم زمین-اتمسفر).

معادله تعادل حرارتی سطح زمین:

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

مجموع جبری جریان انرژی بین عنصری از سطح زمین و فضای اطراف را نشان می دهد. در این فرمول:

R - تعادل تابش، تفاوت بین تابش موج کوتاه خورشیدی جذب شده و تابش موثر موج بلند از سطح زمین.

P شار گرمایی است که بین سطح زیرین و جو رخ می دهد.

F0 - جریان گرما بین سطح زمین و لایه های عمیق تر لیتوسفر یا هیدروسفر مشاهده می شود.

LE - مصرف گرما برای تبخیر، که به عنوان حاصلضرب جرم آب تبخیر شده E و گرمای تبخیر L تعادل حرارتی تعریف می شود.

این جریان ها شامل تعادل تابشی (یا تابش باقیمانده) R - تفاوت بین تابش موج کوتاه خورشیدی جذب شده و تابش موثر موج بلند از سطح زمین است. مقدار مثبت یا منفی تراز تشعشعی توسط چندین شار حرارتی جبران می شود. از آنجایی که دمای سطح زمین معمولاً با دمای هوا برابر نیست، یک شار حرارتی P بین سطح زیرین و اتمسفر ایجاد می‌شود. یک شار گرمایی مشابه F0 بین سطح زمین و لایه‌های عمیق‌تر لیتوسفر یا هیدروسفر مشاهده می‌شود. در این حالت، شار گرما در خاک با هدایت حرارتی مولکولی تعیین می شود، در حالی که در آب، انتقال حرارت، به عنوان یک قاعده، دارای یک شخصیت آشفته به میزان بیشتر یا کمتر است. شار حرارتی F0 بین سطح مخزن و لایه‌های عمیق‌تر آن از نظر عددی برابر با تغییر محتوای گرمای مخزن در یک بازه زمانی معین و انتقال حرارت توسط جریان‌های موجود در مخزن است. در تعادل حرارتی سطح زمین معمولاً مصرف گرما برای تبخیر LE از اهمیت قابل توجهی برخوردار است که به عنوان حاصلضرب جرم آب تبخیر شده E و گرمای تبخیر L تعریف می شود. مقدار LE بستگی به مرطوب شدن آب دارد. سطح زمین، دمای آن، رطوبت هوا و شدت انتقال حرارت متلاطم در لایه هوای سطحی که میزان انتقال بخار آب از سطح زمین به جو را تعیین می کند.

معادله تعادل گرمایی جو به شکل زیر است:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW، (16)

که در آن ΔW تغییر مقدار گرما در داخل دیواره عمودی ستون جوی است.

تعادل گرمایی جو از تعادل تابشی آن Ra تشکیل شده است. گرمای ورودی یا خروجی Lr در طول تبدیل فاز آب در جو (r مجموع بارش است). ورود یا مصرف گرمای P به دلیل تبادل گرمای متلاطم جو با سطح زمین. افزایش یا تلفات حرارتی فا ناشی از تبادل حرارت از طریق دیواره های عمودی ستون، که با حرکات منظم جوی و ماکروتوربولانس همراه است. علاوه بر این، معادله تعادل حرارتی جو شامل عبارت ΔW است که برابر با تغییر مقدار گرما در داخل ستون است.

معادله تعادل حرارتی برای سیستم زمین-اتمسفر با مجموع جبری معادلات تعادل حرارتی سطح زمین و جو مطابقت دارد. اجزای تعادل حرارتی سطح زمین و جو برای مناطق مختلف کره زمین توسط مشاهدات هواشناسی (در ایستگاه های اکتینومتری، در ایستگاه های تعادل حرارتی ویژه، در ماهواره های هواشناسی زمین) یا با محاسبات آب و هوا تعیین می شود.

میانگین مقادیر عرضی اجزای تعادل حرارتی سطح زمین برای اقیانوس ها، زمین و زمین و تعادل گرمایی جو در جداول آورده شده است که در آن مقادیر شرایط تعادل حرارتی در نظر گرفته شده است. اگر با ورود گرما مطابقت داشته باشند مثبت است. از آنجایی که این جداول به میانگین شرایط سالانه اشاره دارند، اصطلاحاتی را که تغییرات در محتوای گرمای جو و لایه‌های بالایی لیتوسفر را مشخص می‌کنند، در بر نمی‌گیرند، زیرا برای این شرایط آنها نزدیک به صفر هستند.

برای زمین به عنوان یک سیاره، همراه با جو، نمودار تعادل گرمایی در شکل نشان داده شده است. شار تابش خورشیدی معادل میانگین حدود 250 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال در واحد سطح مرز خارجی جو است که حدود 1/3 آن به فضای جهان منعکس می شود و 167 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال است. جذب زمین

تبادل حرارتفرآیند غیرقابل برگشت انتقال حرارت در فضا، به دلیل یک میدان دمایی غیریکنواخت. در حالت کلی، انتقال حرارت می تواند ناشی از ناهمگنی میدان های دیگر کمیت های فیزیکی، به عنوان مثال، تفاوت در غلظت ها (اثر حرارتی انتشار) باشد. سه نوع انتقال حرارت وجود دارد: هدایت حرارتی، همرفت و انتقال حرارت تابشی (در عمل، انتقال حرارت معمولاً توسط هر 3 نوع به طور همزمان انجام می شود). انتقال حرارت بسیاری از فرآیندها را در طبیعت تعیین یا همراهی می کند (به عنوان مثال، تکامل ستارگان و سیارات، فرآیندهای هواشناسی در سطح زمین و غیره). در تکنولوژی و زندگی روزمره در بسیاری از موارد، به عنوان مثال، هنگام مطالعه فرآیندهای خشک کردن، سرمایش تبخیری، انتشار، انتقال حرارت همراه با انتقال جرم در نظر گرفته می شود. انتقال حرارت بین دو خنک کننده از طریق یک دیوار جامد که آنها را از هم جدا می کند یا از طریق رابط بین آنها انتقال حرارت نامیده می شود.

رسانایی گرمایییکی از انواع انتقال حرارت (انرژی حرکت حرارتی ریزذرات) از قسمت‌های گرم‌تر بدن به قسمت‌هایی که حرارت کمتری دارند، منجر به یکسان شدن دما می‌شود. با هدایت حرارتی، انتقال انرژی در بدن در نتیجه انتقال مستقیم انرژی از ذرات (مولکول ها، اتم ها، الکترون ها) که انرژی بیشتری دارند به ذرات با انرژی کمتر انجام می شود. اگر تغییر نسبی دمای هدایت حرارتی در فاصله میانگین مسیر آزاد ذرات l کم باشد، قانون اساسی هدایت حرارتی (قانون فوریه) برآورده می شود: چگالی شار گرمایی q با گرادیان دما T متناسب است. ، یعنی (17)

جایی که λ رسانایی گرمایی یا به سادگی هدایت حرارتی است، به درجه T بستگی ندارد [λ بستگی به حالت کل ماده (جدول را ببینید)، ساختار اتمی و مولکولی آن، دما و فشار، ترکیب (در مورد مخلوط یا محلول).

علامت منفی در سمت راست معادله نشان می دهد که جهت جریان گرما و گرادیان دما متقابل هستند.

نسبت مقدار Q به سطح مقطع F را شار حرارتی ویژه یا بار حرارتی می نامند و با حرف q نشان داده می شود.

(18)

مقادیر ضریب هدایت حرارتی λ برای برخی از گازها، مایعات و جامدات در فشار اتمسفر 760 میلی متر جیوه از جداول انتخاب شده است.

انتقال حرارت.انتقال حرارت بین دو خنک کننده از طریق یک دیوار جامد که آنها را از هم جدا می کند یا از طریق رابط بین آنها. انتقال حرارت شامل انتقال حرارت از سیال داغتر به دیوار، هدایت حرارتی در دیوار، انتقال حرارت از دیوار به محیط متحرک سردتر است. شدت انتقال حرارت در حین انتقال حرارت با ضریب انتقال حرارت k مشخص می شود که از نظر عددی برابر با مقدار حرارتی است که از طریق یک واحد سطح دیوار در واحد زمان در اختلاف دمایی بین مایعات 1 K منتقل می شود. بعد k - W/(m2․K) [kcal/m2․°C)]. مقدار R، متقابل ضریب انتقال حرارت، انتقال حرارت مقاومت حرارتی کل نامیده می شود. به عنوان مثال، R از یک دیوار تک لایه

,

که α1 و α2 ضرایب انتقال حرارت از مایع داغ به سطح دیوار و از سطح دیوار به مایع سرد هستند. δ - ضخامت دیوار؛ λ ضریب هدایت حرارتی است. در بیشتر مواردی که در عمل با آن مواجه می شوند، ضریب انتقال حرارت به صورت تجربی تعیین می شود. در این حالت، نتایج به‌دست‌آمده با روش‌های تئوری شباهت پردازش می‌شوند

انتقال حرارت تابشی -انتقال حرارت تابشی در نتیجه فرآیندهای تبدیل انرژی داخلی ماده به انرژی تابشی، انتقال انرژی تشعشع و جذب آن توسط ماده انجام می شود. سیر فرآیندهای انتقال حرارت تابشی با آرایش متقابل در فضای اجسام مبادله کننده گرما تعیین می شود، ویژگی های محیطی که این اجسام را از هم جدا می کند. تفاوت اساسی بین انتقال حرارت تابشی و سایر انواع انتقال حرارت (رسانای حرارتی، انتقال حرارت همرفتی) در این است که می تواند در غیاب ماده ای که سطوح انتقال حرارت را جدا می کند نیز رخ دهد، زیرا در نتیجه این انتقال حرارت انجام می شود. انتشار تابش الکترومغناطیسی

تابش انرژی تابشی در فرآیند انتقال حرارت تابشی بر روی سطح یک جسم مات و مشخصه آن مقدار شار تابشی فرودی Qfall تا حدی توسط بدن جذب شده و تا حدی از سطح آن منعکس می شود (شکل را ببینید).

شار تابش جذب شده قاب با این رابطه تعیین می شود:

Qabs \u003d A Qpad، (20)

که در آن A ظرفیت جذب بدن است. با توجه به اینکه برای بدن مات

Qfall \u003d Qab + Qotr، (21)

در جایی که Qotr شار تابش منعکس شده از سطح بدن است، این مقدار آخر برابر است با:

Qotr \u003d (1 - A) Qpad، (22)

که در آن 1 - A \u003d R بازتاب بدن است. اگر ظرفیت جذب جسمی 1 باشد و در نتیجه بازتابش 0 باشد یعنی جسم تمام انرژی وارده بر آن را جذب کند آن را جسم کاملا سیاه می نامند هر جسمی که دمای آن با صفر مطلق متفاوت باشد انرژی ساطع می کند. به دلیل گرم شدن بدن این تابش را تشعشع خود بدن می نامند و با شار تابش خود به نام Qe مشخص می شود. خود تابش، مربوط به سطح واحد بدن، چگالی شار تابش خود یا گسیل پذیری بدن نامیده می شود. دومی، مطابق با قانون تابش استفان-بولتزمن، متناسب با دمای بدن به توان چهارم است. نسبت گسیل پذیری یک جسم به گسیل پذیری جسم کاملاً سیاه در همان دما را درجه سیاهی می گویند. برای همه اجسام، درجه سیاهی کمتر از 1 است. اگر برای بعضی از بدنها به طول موج تابش بستگی نداشته باشد، چنین جسمی خاکستری نامیده می شود. ماهیت توزیع انرژی تابش یک جسم خاکستری بر طول موج ها مانند یک جسم کاملا سیاه است، یعنی با قانون تابش پلانک توضیح داده شده است. درجه سیاهی یک جسم خاکستری برابر با ظرفیت جذب آن است.

سطح هر جسمی که وارد سیستم می شود، شارهایی از تشعشعات منعکس شده Qotr و تابش Qcob خود را ساطع می کند. مقدار کل انرژی خروجی از سطح بدن را شار موثر تشعشع قف می نامند و با این رابطه تعیین می شود:

Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)

بخشی از انرژی جذب شده توسط بدن به شکل تابش خود به سیستم باز می گردد، بنابراین نتیجه انتقال حرارت تابشی را می توان به عنوان تفاوت بین شار تابش خود و تابش جذب شده نشان داد. مقدار

Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)

شار تابش حاصله نامیده می شود و نشان می دهد که بدن در واحد زمان چه مقدار انرژی در اثر انتقال حرارت تابشی دریافت یا از دست می دهد. شار تابش حاصل را نیز می توان به صورت بیان کرد

Qpez \u003d Qeff - Qpad، (25)

یعنی به عنوان تفاوت بین کل مصرف و ورود کل انرژی تابشی به سطح بدن. از این رو، با توجه به اینکه

Qpad = (Qcob - Qpez) / الف، (26)

ما عبارتی را به دست می آوریم که به طور گسترده در محاسبات انتقال حرارت تابشی استفاده می شود:

وظیفه محاسبه انتقال حرارت تابشی، به عنوان یک قاعده، یافتن شار تابشی حاصل در تمام سطوح موجود در یک سیستم معین است، در صورتی که دما و مشخصات نوری همه این سطوح مشخص باشد. برای حل این مشکل، علاوه بر آخرین رابطه، لازم است که رابطه بین شار Qinc در یک سطح معین و شارهای قف در تمام سطوح موجود در سیستم تبادل حرارت تابشی پیدا شود. برای یافتن این ارتباط، از مفهوم میانگین ضریب زاویه‌ای تابش استفاده می‌شود که نشان می‌دهد تابش نیم‌کره (یعنی در تمام جهات در نیمکره ساطع شده) از یک سطح خاص که در سیستم تبادل حرارت تابشی قرار دارد، بر روی چه نسبتی قرار می‌گیرد. این سطح بنابراین، شار Qfall روی هر سطحی که در سیستم تبادل حرارت تابشی گنجانده شده است، به عنوان مجموع محصولات قف تمام سطوح (از جمله سطح داده شده، اگر مقعر باشد) و ضرایب زاویه ای مربوط به تابش تعریف می شود.

انتقال حرارت تابشی نقش مهمی در فرآیندهای انتقال حرارتی که در دماهای حدود 1000 درجه سانتیگراد و بالاتر رخ می‌دهند، ایفا می‌کند. این به طور گسترده در زمینه های مختلف فناوری استفاده می شود: در متالورژی، مهندسی انرژی حرارتی، مهندسی انرژی هسته ای، فناوری موشک، فناوری شیمیایی، فناوری خشک کردن و فناوری خورشیدی.

با جذب انرژی تابشی خورشید، زمین خود منبع تابش می شود. با این حال، تابش خورشید و تابش زمین اساسا متفاوت است. تابش مستقیم، پراکنده و منعکس شده خورشیدی دارای طول موجی از 0.17 تا 2-4 است. mkو تماس گرفت موج کوتاهتابش - تشعشع. سطح گرم شده زمین، متناسب با دمای خود، تشعشعات را عمدتاً در محدوده طول موج 2-4 تا 40 ساطع می کند. mkو تماس گرفت موج بلندبه طور کلی، تابش خورشیدی و تابش زمین دارای طول موج تمام طول موج ها هستند. اما بخش عمده ای از انرژی (99.9٪) در محدوده طول موج نشان داده شده است. تفاوت در طول موج تابش خورشید و زمین نقش زیادی در رژیم حرارتی سطح زمین دارد.

بنابراین، سیاره ما با گرم شدن توسط پرتوهای خورشید، خود منبع تابش می شود. پرتوهای با طول موج بلند یا حرارتی که از سطح زمین ساطع می‌شوند، بسته به طول موج از پایین به بالا هدایت می‌شوند، یا آزادانه از جو خارج می‌شوند یا توسط آن به تأخیر می‌افتند. مشخص شده است که تابش امواج با طول 9-12 mkآزادانه به فضای بین ستاره ای می گریزد، در نتیجه سطح زمین مقداری از گرمای خود را از دست می دهد.

برای حل مشکل تعادل حرارتی سطح و جو زمین، لازم بود مشخص شود که چه مقدار انرژی خورشیدی وارد مناطق مختلف زمین می شود و چه مقدار از این انرژی به اشکال دیگر تبدیل می شود.

تلاش برای محاسبه مقدار انرژی خورشیدی ورودی در سطح زمین متعلق به میانه است نوزدهمقرن پس از ایجاد اولین ابزارهای اکتینومتری. با این حال، تنها در دهه 1940 XXقرن، توسعه گسترده ای از مشکل مطالعه تعادل گرما آغاز شد. این امر با توسعه گسترده شبکه اکتینومتری ایستگاه ها در سال های پس از جنگ، به ویژه در دوره آماده سازی برای سال بین المللی ژئوفیزیک تسهیل شد. تنها در اتحاد جماهیر شوروی، تعداد ایستگاه های اکتینومتری تا آغاز IGY به 200 رسید.در همان زمان، دامنه مشاهدات در این ایستگاه ها به طور قابل توجهی گسترش یافت. علاوه بر اندازه گیری تابش موج کوتاه خورشید، تعادل تابشی سطح زمین، یعنی تفاوت بین تابش موج کوتاه جذب شده و تابش موثر موج بلند سطح زیرین تعیین شد. در تعدادی از ایستگاه های اکتینومتری، مشاهداتی در مورد دما و رطوبت هوا در ارتفاعات سازماندهی شد. این امکان محاسبه هزینه های حرارتی برای تبخیر و انتقال حرارت آشفته را فراهم کرد.

علاوه بر مشاهدات اکتینومتری سیستماتیک انجام شده بر روی شبکه ای از ایستگاه های اکتینومتری زمینی تحت همین نوع برنامه، کار آزمایشی در سال های اخیر برای مطالعه شار تابش در جو آزاد انجام شده است. برای این منظور، اندازه گیری های سیستماتیک تعادل تابش امواج بلند در ارتفاعات مختلف در تروپوسفر در تعدادی از ایستگاه ها با استفاده از امواج رادیویی ویژه انجام می شود. این مشاهدات و همچنین داده‌های مربوط به شار تشعشعات در جو آزاد که با کمک بالن‌های آزاد، هواپیماها، موشک‌های ژئوفیزیکی و ماهواره‌های مصنوعی زمین به‌دست آمد، امکان مطالعه رژیم اجزای تعادل حرارتی را فراهم کرد.

کارکنان رصدخانه اصلی ژئوفیزیک با استفاده از مواد مطالعات تجربی و به‌کارگیری گسترده روش‌های محاسباتی. A. I. Voeikova T. G. Berlyand، N. A. Efimova، L. I. Zubenok، L. A. Strokina، K. Ya. Vinnikov و دیگران تحت رهبری M. I. Budyko در اوایل دهه 50 برای اولین بار یک سری نقشه از اجزای تعادل حرارتی برای کل کره زمین ساخته شد. این سری از نقشه ها برای اولین بار در سال 1955 منتشر شد. اطلس منتشر شده حاوی نقشه هایی از توزیع کل تابش خورشیدی، تعادل تابش، مصرف گرما برای تبخیر و انتقال حرارت آشفته به طور متوسط ​​برای هر ماه و سال بود. در سال‌های بعد، در ارتباط با دریافت داده‌های جدید، به‌ویژه برای دوره IGY، داده‌های مربوط به اجزای تعادل حرارتی پالایش شد و سری جدیدی از نقشه‌ها ساخته شد که در سال 1963 منتشر شد.

تعادل حرارتی سطح زمین و جو، با در نظر گرفتن جریان ورودی و آزاد شدن گرما برای سیستم جو زمین، منعکس کننده قانون بقای انرژی است. برای ترسیم معادله ای برای تعادل گرمایی زمین - اتمسفر، باید تمام گرمای دریافتی و مصرفی را از یک طرف کل زمین به همراه جو و از طرف دیگر با توجه به گرمای دریافتی و مصرفی در نظر گرفت. سطح زیرین جداگانه زمین (به همراه هیدروسفر و لیتوسفر) و جو. سطح زمین با جذب انرژی تابشی خورشید، بخشی از این انرژی را از طریق تابش از دست می دهد. مابقی صرف گرمایش این سطح و لایه های زیرین جو و همچنین تبخیر می شود. گرم شدن سطح زیرین با انتقال حرارت به خاک همراه است و اگر خاک مرطوب باشد، گرما به طور همزمان صرف تبخیر رطوبت خاک می شود.

بنابراین، تعادل حرارتی زمین به طور کلی از چهار جزء تشکیل شده است.

تعادل تشعشع ( آر). با تفاوت بین مقدار تابش موج کوتاه جذب شده از خورشید و تابش موثر موج بلند تعیین می شود.

انتقال حرارت در خاک، مشخص کننده فرآیند انتقال حرارت بین لایه های سطحی و عمیق تر خاک است (ولی).این انتقال حرارت به ظرفیت گرمایی و هدایت حرارتی خاک بستگی دارد.

انتقال حرارت آشفته بین سطح زمین و جو (R).بسته به نسبت بین دمای سطح زیرین و جو، مقدار گرمایی که سطح زیرین دریافت می کند یا به اتمسفر می دهد، تعیین می شود.

گرمای صرف شده برای تبخیر( LE). با حاصل ضرب گرمای نهان تبخیر تعیین می شود ( L) برای تبخیر (E).

این اجزای تعادل حرارتی با رابطه زیر به هم مرتبط هستند:

آر= آ+ پ+ LE

محاسبات اجزای تعادل گرمایی تعیین چگونگی تبدیل انرژی خورشیدی ورودی در سطح زمین و جو را ممکن می سازد. در عرض های جغرافیایی متوسط ​​و بالا، هجوم تابش خورشیدی در تابستان مثبت و در زمستان منفی است. طبق محاسبات جنوب 39 درجه شمالی. ش تعادل انرژی تابشی در طول سال مثبت است.در عرض جغرافیایی حدود 50 درجه در قلمرو اروپایی اتحاد جماهیر شوروی، تعادل از مارس تا نوامبر مثبت و در طول سه ماه زمستان منفی است. در عرض جغرافیایی 80 درجه، تعادل تشعشع مثبت فقط در دوره مه تا آگوست مشاهده می شود.

مطابق با محاسبات تعادل گرمایی زمین، مجموع تابش خورشیدی جذب شده توسط سطح زمین به عنوان یک کل، 43 درصد تابش خورشیدی است که به مرز بیرونی جو می رسد. تابش موثر از سطح زمین 15 درصد از این مقدار، تعادل تابش 28 درصد، مصرف گرما برای تبخیر 23 درصد و انتقال حرارت آشفته 5 درصد است.

اجازه دهید برخی از نتایج محاسبه اجزای تعادل حرارتی برای سیستم زمین-اتمسفر را در نظر بگیریم. در اینجا چهار نقشه وجود دارد: تابش کل برای سال، تعادل تابش، هزینه گرما برای تبخیر و هزینه گرما برای گرم کردن هوا با انتقال حرارت متلاطم، وام گرفته شده از اطلس تعادل حرارتی کره زمین (ویرایش M. I. Budyko). از نقشه نشان داده شده در شکل 10، چنین بر می آید که بیشترین مقادیر سالانه تابش کل در مناطق خشک زمین می افتد. به طور خاص، در صحرای صحرا و عربستان، مجموع تشعشعات سالانه بیش از 200 است کیلو کالری / سانتی متر 2،و در عرض های جغرافیایی بالا هر دو نیمکره از 60-80 تجاوز نمی کندکیلو کالری / سانتی متر 2.

شکل 11 نقشه ای از تعادل تشعشع را نشان می دهد. به راحتی می توان مشاهده کرد که در عرض های جغرافیایی بالا و متوسط، تعادل تشعشع به سمت عرض های جغرافیایی پایین افزایش می یابد که با افزایش تابش کل و جذب شده همراه است. جالب است بدانید که بر خلاف ایزولاین های کل تشعشع، ایزولاین های تعادل تشعشعی هنگام حرکت از اقیانوس ها به قاره ها شکسته می شوند که با تفاوت تابش آلبیدو و موثر همراه است. دومی برای سطح آب کوچکتر است، بنابراین تعادل تشعشعی اقیانوس ها از تعادل تشعشعی قاره ها بیشتر است.

کوچکترین مقادیر سالانه (حدود 60 کیلو کالری / سانتی متر 2)مشخصه مناطقی هستند که در آن ابری غالب است و همچنین در مناطق خشک که مقادیر بالای آلبیدو و تشعشعات مؤثر تعادل تشعشع را کاهش می دهد. بزرگترین مبالغ سالانه تراز تشعشع (80-90 کیلو کالری / سانتی متر 2)مشخصه جنگل های استوایی کمی ابری، اما نسبتا مرطوب و ساوانا هستند، جایی که ورود تشعشع، اگرچه قابل توجه است، اما تابش آلبیدو و موثر بیشتر از مناطق بیابانی زمین است.

توزیع نرخ تبخیر سالانه در شکل 12 نشان داده شده است. مصرف گرما برای تبخیر، برابر با حاصل ضرب نرخ تبخیر و گرمای نهان تبخیر (LE)، عمدتاً با مقدار تبخیر تعیین می شود، زیرا گرمای نهان تبخیر در شرایط طبیعی در محدوده های کوچک متفاوت است و به طور متوسط ​​برابر با 600 است. مدفوعبه ازای هر گرم آب تبخیر شده

همانطور که در شکل بالا نشان داده می شود، تبخیر از زمین عمدتاً به ذخایر گرما و رطوبت بستگی دارد. بنابراین حداکثر میزان تبخیر سالانه از سطح زمین (تا 1000 میلی متر)در عرض های جغرافیایی گرمسیری، که در آن حرارت قابل توجه است

منابع با هیدراتاسیون عالی ترکیب می شوند. با این حال، اقیانوس ها مهمترین منبع تبخیر هستند. حداکثر مقادیر آن در اینجا به 2500-3000 می رسد میلی متردر همان زمان، بیشترین تبخیر در مناطقی با دمای نسبتاً بالای آب های سطحی، به ویژه، در مناطق جریان های گرم (جریان خلیج، کورو-سیوو و غیره) رخ می دهد. برعکس، در مناطق جریان سرد، مقادیر تبخیر کم است. در عرض های جغرافیایی میانی یک دوره تبخیر سالانه وجود دارد. در عین حال، بر خلاف خشکی، حداکثر تبخیر در اقیانوس ها در فصل سرد مشاهده می شود، زمانی که گرادیان عمودی زیاد رطوبت هوا با افزایش سرعت باد ترکیب می شود.

تبادل گرمای آشفته سطح زیرین با اتمسفر به تابش و شرایط رطوبت بستگی دارد. بنابراین، بیشترین انتقال حرارت متلاطم در مناطقی از زمین اتفاق می افتد که هجوم زیادی از تشعشع با هوای خشک ترکیب می شود. همانطور که از نقشه مقادیر سالانه انتقال حرارت متلاطم (شکل 13) مشاهده می شود، این مناطق بیابانی هستند که مقدار آن به 60 می رسد. کیلو کالری / سانتی متر 2.مقادیر انتقال حرارت متلاطم در عرض های جغرافیایی بالا هر دو نیمکره و همچنین در اقیانوس ها اندک است. حداکثر مقادیر سالانه را می توان در منطقه جریان های گرم دریا (بیش از 30) یافت کیلو کالری / سانتی متر 2 سال)،که در آن اختلاف دمای زیادی بین آب و هوا ایجاد می شود. بنابراین بیشترین انتقال حرارت در اقیانوس ها در فصل سرد سال اتفاق می افتد.

تعادل حرارتی اتمسفر با جذب تابش موج کوتاه و جسمی از خورشید، تابش موج بلند، انتقال حرارت تابشی و متلاطم، فرارفت حرارتی، فرآیندهای آدیاباتیک و غیره تعیین می‌شود. داده‌های مربوط به ورود و مصرف گرمای خورشیدی توسط هواشناسان برای توضیح گردش پیچیده جو و هیدروسفر، گردش گرما و رطوبت و بسیاری از فرآیندها و پدیده‌های دیگر که در پوسته‌های هوا و آب زمین رخ می‌دهند، استفاده می‌کنند.

- منبع-

پوگوسیان، خ.پ. جو زمین / خ.پ. پوقوسیان [و د.ب.]. - م .: آموزش و پرورش، 1970. - 318 ص.

بازدید پست: 1 223