Napsugárzás és hőegyensúly. A földfelszín és a légkör termikus egyensúlya A Föld termobarikus mezejének fogalma
A légkör a Föld felszínéhez hasonlóan szinte teljes hőjét a Naptól kapja. További fűtési források közé tartozik a Föld beléből származó hő, de ez a teljes hőmennyiségnek csak egy százalékának töredéke.
Bár a napsugárzás az egyetlen hőforrás a földfelszín számára, a földrajzi burok termikus rezsimje nem csupán a sugárzási egyensúly következménye. A naphő átalakul és újraeloszlik a földi tényezők hatására, és elsősorban a levegő és az óceáni áramlatok alakítják át. Ezek viszont a napsugárzás egyenetlen eloszlásából adódnak a szélességi fokokon. Ez az egyik legtisztább példa a természet különböző összetevőinek szoros globális kapcsolatára és kölcsönhatására.
A Föld élő természete szempontjából fontos a hő újraelosztása a különböző szélességi fokok, valamint az óceánok és a kontinensek között. Ennek a folyamatnak köszönhetően a Föld felszínén a hő rendkívül összetett térbeli újraeloszlása megy végbe a levegő- és óceáni áramlatok felsőbbrendű mozgási irányainak megfelelően. A teljes hőátadás azonban általában az alacsony szélességi körökről a magas szélességekre és az óceánokról a kontinensekre irányul.
A hő eloszlása a légkörben konvekcióval, hővezetéssel és sugárzással történik. A termikus konvekció mindenhol megnyilvánul a bolygón, a szelek, a felszálló és a leszálló légáramlatok mindenütt jelen vannak. A konvekció különösen hangsúlyos a trópusokon.
A hővezető képességnek, vagyis a hőátadásnak a légkör közvetlen érintkezése során a föld meleg vagy hideg felületével viszonylag kicsi a jelentősége, mivel a levegő rossz hővezető. Ez a tulajdonság széles körben alkalmazható a dupla üvegezésű ablakkeretek gyártásában.
A hő be- és kiáramlása az alsó légkörben nem azonos a különböző szélességi fokokon. 38°-tól északra SH. több hőt bocsátanak ki, mint amennyit elnyelnek. Ezt a veszteséget a mérsékelt övi szélességi fokokra irányított meleg óceáni és légáramlatok kompenzálják.
A napenergia felvételének és kiadásának folyamatát, a Föld légkörének teljes rendszerének fűtését és hűtését a hőegyensúly jellemzi. Ha 100%-nak vesszük a légkör felső határának éves napenergia-ellátását, akkor a napenergia egyensúlya így fog kinézni: 42% visszaverődik a Földről és visszatér a világűrbe (ez az érték jellemzi a Földet albedó), amelynek 38%-át a légkör és 4%-át a föld felszíne tükrözi vissza. A maradékot (58%) abszorbeálja: 14%-át a légkör és 44%-át a földfelszín. A Föld felforrósodott felülete visszaadja az általa elnyelt összes energiát. Ugyanakkor a földfelszín energiasugárzása 20%, 24% a levegő felmelegítésére és a nedvesség elpárologtatására fordítódik (5,6% a levegő felmelegítésére és 18,4% a nedvesség elpárologtatására).
A földgömb egészének hőmérlegének ilyen általános jellemzői. Valójában a különböző felületekhez tartozó különböző szélességi öveknél a hőegyensúly közel sem lesz azonos. Így bármely terület hőegyensúlya megbomlik napkelte és napnyugtakor, amikor az évszakok változnak, a légköri viszonyoktól (felhőzet, levegő páratartalom és portartalom), a felszín jellegétől (víz vagy föld, erdő vagy hagyma, hagyma), hótakaró vagy csupasz talaj). ), tengerszint feletti magasság. A legtöbb hőt éjszaka, télen, valamint nagy magasságban ritka, tiszta, száraz levegőn keresztül sugározzák ki. De végül a sugárzásból eredő veszteségeket a Napból érkező hő kompenzálja, és a dinamikus egyensúlyi állapot uralkodik a Föld egészén, különben felmelegedne, vagy éppen ellenkezőleg, lehűlne.
Levegő hőmérséklet
A légkör felmelegedése meglehetősen bonyolult módon megy végbe. A látható vöröstől az ultraibolya fényig terjedő rövid hullámhosszú napfény a Föld felszínén hosszabb hőhullámokká alakul át, amelyek később a Föld felszínéről kibocsátva felmelegítik a légkört. A légkör alsó rétegei gyorsabban melegszenek fel, mint a felsők, ami a földfelszín jelzett hősugárzásával és azzal magyarázható, hogy nagy sűrűségűek és vízgőzzel telítettek.
A troposzférában a hőmérséklet függőleges eloszlásának jellemző vonása a magassággal való csökkenés. Az átlagos függőleges hőmérsékleti gradiens, vagyis a 100 m magasságra számított átlagos csökkenés 0,6 °C. A nedves levegő lehűlése páralecsapódással jár. Ebben az esetben bizonyos mennyiségű hő szabadul fel, amelyet a gőz képzésére fordítottak. Ezért, amikor a nedves levegő felemelkedik, majdnem kétszer olyan lassan hűl le, mint a száraz levegő. A száraz levegő geotermikus együtthatója a troposzférában átlagosan 1 °C.
A felmelegedett földfelszínről és víztestekről felszálló levegő alacsony nyomású zónába kerül. Ez lehetővé teszi, hogy kitáguljon, és ezzel összefüggésben bizonyos mennyiségű hőenergia alakul át mozgási energiává. A folyamat eredményeként a levegő lehűl. Ha ugyanakkor sehonnan nem kap hőt és nem ad sehova, akkor a teljes leírt folyamatot adiabatikus, vagy dinamikus hűtésnek nevezzük. És fordítva, a levegő leereszkedik, belép a nagynyomású zónába, az őt körülvevő levegő lecsapódik, és a mechanikai energia hőenergiává alakul. Emiatt a levegő adiabatikus felmelegedést szenved, ami átlagosan 1 °C minden 100 m süllyedés után.
Néha a hőmérséklet emelkedik a magassággal. Ezt a jelenséget inverziónak nevezik. Az u "megnyilvánulások okai változatosak: a Föld jégtakarók feletti sugárzása, hideg felszínen erős meleg levegőáramok áthaladása. Az inverziók különösen a hegyvidéki vidékekre jellemzőek: a nehéz hideg levegő a hegyi üregekbe áramlik, és ott stagnál, a könnyebb meleg levegőt felfelé kiszorítva.
A levegő hőmérsékletének napi és éves változása tükrözi a felszín termikus állapotát. A felszíni levegőrétegben a napi maximum 14-15 óra között, a minimum napkelte után alakul ki. A legnagyobb napi amplitúdó a szubtrópusi szélességeken (30 ° C), a legkisebb - a polárison (5 ° C). A hőmérséklet éves lefutása függ a földrajzi szélességtől, az alatta lévő felszín természetétől, a hely óceánszint feletti magasságától, a domborzattól és az óceántól való távolságtól.
A földfelszín éves hőmérsékleteinek eloszlásában bizonyos földrajzi törvényszerűségek derültek ki.
1. Mindkét féltekén az átlaghőmérséklet a sarkok felé csökken. A termikus egyenlítő azonban – meleg párhuzam 27°C éves átlaghőmérséklettel – az északi féltekén található, a szélesség 15-20°-án. Ez azzal magyarázható, hogy a szárazföld itt nagyobb területet foglal el, mint a földrajzi egyenlítőnél.
2. Az Egyenlítőtől északra és délre a hőmérséklet egyenetlenül változik. Az Egyenlítő és a 25. szélességi kör között a hőmérséklet csökkenése nagyon lassú – tíz szélességi fokonként kevesebb, mint két fok. Mindkét féltekén a szélesség 25° és 80° között a hőmérséklet nagyon gyorsan csökken. Ez a csökkenés helyenként meghaladja a 10 °C-ot. A pólusok felé haladva ismét csökken a hőmérsékletcsökkenés mértéke.
3. A déli félteke összes párhuzamának éves átlaghőmérséklete alacsonyabb, mint az északi félteke megfelelő párhuzamainak hőmérséklete. A túlnyomórészt "kontinentális" északi félteke átlagos levegőhőmérséklete januárban +8,6 ° С, júliusban +22,4 ° С; a déli "óceáni" féltekén a júliusi átlaghőmérséklet +11,3 ° С, januárban - +17,5 ° С. Az északi féltekén a léghőmérséklet-ingadozások éves amplitúdója kétszer akkora, mivel az eloszlás sajátosságai a szárazföld és a tenger a megfelelő szélességeken, valamint a grandiózus jégkupola Antarktisz hűsítő hatása a déli félteke éghajlatára.
Az izoterma térképek fontos jellemzőket adnak a levegő hőmérséklet-eloszlására a Földön. Így a júliusi izotermák földfelszíni eloszlásának elemzése alapján a következő főbb következtetések fogalmazhatók meg.
1. Mindkét félteke extratrópusi vidékein a kontinensek feletti izotermák észak felé hajlanak az ablakokon elfoglalt helyzetükhöz képest. Az északi féltekén ez annak a ténynek köszönhető, hogy a földet jobban felmelegítik, mint a tengert, délen pedig az ellenkező arányt: ebben az időben a szárazföld hidegebb, mint a tenger.
2. Az óceánok felett a júliusi izotermák a hideg levegő hőmérsékleti áramlatainak hatását tükrözik. Ez különösen észrevehető Észak-Amerika és Afrika azon nyugati partjain, amelyeket a kaliforniai és a kanári-óceáni áramlatok hideg megfeleltetése mos. A déli féltekén az izotermák az északival ellentétes irányba görbülnek - szintén hideg áramlatok hatására.
3. A legmagasabb júliusi átlaghőmérséklet az Egyenlítőtől északra fekvő sivatagokban figyelhető meg. Különösen meleg van ilyenkor Kaliforniában, a Szaharában, Arábiában, Iránban és Ázsia belsejében.
A januári izotermák eloszlásának is megvannak a maga sajátosságai.
1. Az izotermák kanyarulatai az óceánok felett északon és a szárazföld felett délen még szembetűnőbbé, kontrasztosabbá válnak. Ez a legkifejezettebb az északi féltekén. Az izotermák erős kanyarodása az Északi-sark felé a Golf-áramlat óceáni áramlatainak termikus szerepének növekedését tükrözi az Atlanti-óceánban és a Kuro-Sio a Csendes-óceánban.
2. Mindkét félteke extratrópusi vidékein a kontinensek feletti izotermák észrevehetően dél felé görbültek. Ez annak köszönhető, hogy az északi féltekén a szárazföld hidegebb, a déli féltekén pedig melegebb, mint a tenger.
3. A legmagasabb januári átlaghőmérséklet a déli félteke trópusi övezetének sivatagaiban fordul elő.
4. A bolygó legnagyobb lehűlésének területei januárban, akárcsak júliusban, az Antarktisz és Grönland.
Általánosságban elmondható, hogy a déli félteke izotermái az év minden évszakában egyenesebb (szélességi) ütésmintázatot mutatnak. A jelentős anomáliák hiányát az izotermák lefolyásában itt a vízfelület szárazföld feletti jelentős túlsúlya magyarázza. Az izotermák lefutásának elemzése azt mutatja, hogy a hőmérséklet szorosan függ nemcsak a napsugárzás nagyságától, hanem a hő óceáni és légáramlatok általi újraeloszlásától is.
Sugárzási egyensúly a Föld felszíne által elnyelt és kibocsátott sugárzási energia beáramlása és kiáramlása közötti különbség.
Sugárzási egyensúly - a sugárzási fluxusok algebrai összege egy bizonyos térfogatban vagy egy bizonyos felületen. A légkör sugárzási egyensúlyáról vagy a "Föld - atmoszféra" rendszerről beszélve leggyakrabban a földfelszín sugárzási egyensúlyát jelentik, amely a légkör alsó határán meghatározza a hőátadást. Az elnyelt teljes napsugárzás és a földfelszín effektív sugárzása közötti különbséget jelenti.
A sugárzási mérleg a Föld felszíne által elnyelt és kibocsátott bejövő és kimenő sugárzási energia különbsége.
A sugárzási egyensúly a legfontosabb éghajlati tényező, hiszen ennek értékétől nagymértékben függ a hőmérséklet eloszlása a talajban és a vele szomszédos légrétegekben. Meghatározza a Földön áthaladó légtömegek fizikai tulajdonságait, valamint a párolgás és a hóolvadás intenzitását.
A sugárzási mérleg éves értékeinek eloszlása a földgömb felszínén nem azonos: a trópusi szélességi körökben ezek az értékek elérik a 100 ... 120 kcal/(cm2-év), és a maximum ( akár 140 kcal/(cm2-év)) is megfigyelhető Ausztrália északnyugati partjainál). A sivatagi és száraz területeken a sugárzási egyensúly értékei alacsonyabbak az azonos szélességi körökön lévő elegendő és túlzott nedvességtartalmú területekhez képest. Ennek oka az albedó növekedése és a hatékony sugárzás növekedése a levegő nagy szárazsága és az alacsony felhőzet miatt. A mérsékelt szélességi körökben a sugárzási egyensúly értékei gyorsan csökkennek a szélesség növekedésével a teljes sugárzás csökkenése miatt.
Éves átlagban a sugárzási mérleg összegei a földgömb teljes felületére nézve pozitívnak bizonyulnak, kivéve az állandó jégtakaróval rendelkező területeket (Antarktisz, Grönland középső része stb.).
A sugárzási mérleg értékével mért energia részben a párolgásra fordítódik, részben a levegőbe kerül, végül pedig bizonyos mennyiségű energia a talajba kerül, és felmelegíti azt. Így a földfelszín teljes hőbevitele-kibocsátása, az úgynevezett hőmérleg, a következő egyenlettel ábrázolható:
Itt B a sugárzási mérleg, M a Föld felszíne és a légkör közötti hőáram, V a párolgás (illetve kondenzáció során felszabaduló) hőfogyasztás, T a talajfelszín és a mélyrétegek közötti hőcsere.
16. ábra - A napsugárzás hatása a Föld felszínére
Átlagosan az év során a talaj gyakorlatilag annyi hőt ad le a levegőnek, amennyit befogad, ezért az éves következtetésekben a talaj hőforgalma nulla. A párolgási hőfogyasztás nagyon egyenetlenül oszlik el a földgömb felszínén. Az óceánokon az óceán felszínét elérő napenergia mennyiségétől, valamint az óceáni áramlatok természetétől függenek. A meleg áramlatok növelik a párolgási hőfogyasztást, míg a hidegek csökkentik. A kontinenseken a párolgási hő költségét nemcsak a napsugárzás mennyisége határozza meg, hanem a talajban lévő nedvességtartalékok is. A párolgás csökkenését okozó nedvességhiány esetén a párolgás hőköltsége csökken. Ezért a sivatagokban és félsivatagokban jelentősen csökkennek.
A légkörben zajló fizikai folyamatok gyakorlatilag egyetlen energiaforrása a napsugárzás. A légkör sugárzási rezsimjének fő jellemzője az ún. üvegházhatás: a légkör gyengén nyeli el a rövidhullámú napsugárzást (nagy része eléri a földfelszínt), de késlelteti a földfelszín hosszúhullámú (teljesen infravörös) hősugárzását, ami jelentősen csökkenti a Föld hőátadását a világűrbe és növeli a hőmérsékletét.
A légkörbe jutó napsugárzás részben elnyelődik a légkörben, elsősorban a vízgőz, a szén-dioxid, az ózon és az aeroszolok hatására, az aeroszol részecskék és a légkör sűrűségének ingadozása hatására szórják. A Nap sugárzó energiájának légkörben való szóródása miatt nem csak közvetlen napsugárzás, hanem szórt sugárzás is megfigyelhető, ezek együtt alkotják a teljes sugárzást. A földfelszínt elérve a teljes sugárzás részben visszaverődik róla. A visszavert sugárzás mértékét az alatta lévő felület visszaverő képessége, az ún. albedó. Az elnyelt sugárzás hatására a földfelszín felmelegszik, és saját, a légkör felé irányuló hosszúhullámú sugárzásának forrásává válik. A légkör viszont hosszú hullámú sugárzást bocsát ki a földfelszín felé (az atmoszféra ún. ellensugárzása) és a világűrbe (ún. kimenő sugárzás). A földfelszín és a légkör közötti racionális hőcserét az effektív sugárzás határozza meg – a Föld saját felszíni sugárzása és a légkör általa elnyelt ellensugárzása közötti különbség. A földfelszín által elnyelt rövidhullámú sugárzás és az effektív sugárzás közötti különbséget sugárzási mérlegnek nevezzük.
A napsugárzás energiájának átalakulása a földfelszínen és a légkörben történő elnyelése után a Föld hőmérlegét alkotja. A légkör fő hőforrása a földfelszín, amely elnyeli a napsugárzás nagy részét. Mivel a napsugárzás elnyelése a légkörben kisebb, mint a hosszúhullámú sugárzás által az atmoszférából a világtérbe kerülő hőveszteség, a sugárzási hőfogyasztást kompenzálja a hő beáramlása a légkörbe a földfelszínről turbulens hőátadás és a hő érkezése a vízgőz légkörben való lecsapódása következtében. Mivel a teljes légkörben a kondenzáció teljes mennyisége megegyezik a csapadék mennyiségével, valamint a földfelszínről történő párolgás mennyiségével, a légkörbe beáramló kondenzációs hő számszerűen megegyezik a Föld felszínén történő párolgásra fordított hővel. felület.
A FÖLDFELÜLET TERMÉLIS EGYENSÚLYA
A FÖLDFELÜLET HŐEGYENSÚLYA a Föld felszínére érkező és onnan távozó hőáramok algebrai összege. Egyenlettel kifejezve:
ahol R- a földfelszín sugárzási egyensúlya; P- turbulens hőáramlás a földfelszín és a légkör között; LE- párolgási hőfogyasztás; NÁL NÉL- a hő áramlása a föld felszínéről a talaj vagy a víz mélyére vagy fordítva. A mérlegkomponensek aránya az alatta lévő felszín tulajdonságaitól és a hely földrajzi szélességétől függően idővel változik. A földfelszín hőmérlegének jellege és energiaszintje meghatározza a legtöbb exogén folyamat jellemzőit és intenzitását. A földfelszín hőmérlegére vonatkozó adatok fontos szerepet játszanak a klímaváltozás, a földrajzi zónák és az élőlények termikus rezsimjének vizsgálatában.
Ökológiai enciklopédikus szótár. - Chisinau: A Moldvai Szovjet Enciklopédia főkiadása. I.I. Nagypapa. 1989
- HŐSUGÁRZÁS
- A FÖLD-LÉGKÖR RENDSZER HŐEGYENSÚLYA
Nézze meg, mi az "A FÖLDFELSZÍNÉNEK HŐEGYENSÚLYA" más szótárakban:
a földfelszín hőegyensúlya- A Föld felszínére érkező és általa kisugárzott hőáramok algebrai összege... Földrajzi szótár
A Föld hőmérlege, a bevitt és kibocsátott energia (sugárzó és termikus) aránya a földfelszínen, a légkörben és a Föld légköri rendszerében. A fő energiaforrás a legtöbb fizikai, kémiai és biológiai ... ...
TERMÁLIS EGYENSÚLY- a földfelszín a földfelszínre érkező és onnan távozó hőáramok algebrai összege. Az egyenlettel kifejezve: R + P + LE + B=0, ahol R a földfelszín sugárzási mérlege; P turbulens hőáramlás a föld között ...... Ökológiai szótár
I Hőmérleg - a hő bevételének és fogyasztásának (felhasznált és elveszett) összehasonlítása a különböző termikus folyamatokban (lásd: Termikus folyamat). A technikában T. b. gőzben lezajló termikus folyamatok elemzésére használják... Nagy szovjet enciklopédia
Nagy enciklopédikus szótár
A hőenergia bevételének és felhasználásának összehasonlítása a termikus folyamatok elemzésében. Mind a természeti folyamatok (a légkör hőegyensúlya, az óceán, a földfelszín és a Föld egésze stb.) tanulmányozása során, mind pedig a különböző termikus ... enciklopédikus szótár
A hőenergia bevételének és felhasználásának összehasonlítása a termikus folyamatok elemzésében. Mind a természeti folyamatok (a légkör, az óceán, a földfelszín és a Föld egésze stb. T. b.) tanulmányozásában, mind a bomlástechnikában áll össze. termikus készülékek ...... Természettudomány. enciklopédikus szótár
- (Francia mérleg, kiegyensúlyozótól a szivattyúig). 1) egyensúly. 2) a számviteli osztályon az összegek átvételére és kiadására vonatkozó elszámolások egyeztetése a helyzet tisztázása érdekében. 3) bármely ország import- és exportkereskedelmének összehasonlításának eredménye. Idegen szavak szótárát tartalmazza... Orosz nyelv idegen szavak szótára
Az atmoszféra és az alatta lévő felület, a légkör által elnyelt és kibocsátott sugárzási energia beáramlásának és kiáramlásának összege, valamint az alatta lévő felület (lásd: Mögöttes felület). R. légköréhez. a felszívódott bejövő részből áll ... ... Nagy szovjet enciklopédia
Föld (a közös szláv földaljzatból, alsó), a Naprendszer harmadik bolygója a Naptól, csillagászati jel Å vagy, ♀. I. Bevezetés Z. méretben és tömegben az ötödik helyet foglalja el a nagy bolygók között, de az ún. földi csoport, a ...... Nagy szovjet enciklopédia
Tekintsük először a földfelszín, valamint a talaj és a víztestek legfelső rétegeinek termikus viszonyait. Erre azért van szükség, mert a légkör alsó rétegeit leginkább a felső talaj- és vízrétegekkel való sugárzó és nem sugárzó hőcsere melegíti és hűti. Ezért a légkör alsóbb rétegeiben bekövetkező hőmérsékletváltozásokat elsősorban a földfelszín hőmérsékletének változásai határozzák meg, és ezeket a változásokat követik.
A földfelszín, azaz a talaj vagy a víz felszíne (valamint a növényzet, hó, jégtakaró) folyamatosan kap és különféle módokon veszít hőt. A földfelszínen keresztül a hő felfelé – a légkörbe, lefelé – a talajba vagy a vízbe kerül.
Először a légkör teljes sugárzása és ellensugárzása jut be a Föld felszínére. Kisebb-nagyobb mértékben felszívódnak a felszínen, azaz a talaj és a víz felső rétegeit melegítik. Ugyanakkor maga a földfelszín is kisugárzik és hőt veszít közben.
Másodszor, a hő a földfelszínre felülről, a légkörből, vezetés útján érkezik. Ugyanígy a hő a földfelszínről a légkörbe távozik. Vezetés révén a hő a földfelszínről is lefelé a talajba és a vízbe távozik, vagy a talaj és a víz mélyéről érkezik a földfelszínre.
Harmadszor, a földfelszín hőt kap, amikor a levegőből vízgőz lecsapódik rá, vagy éppen ellenkezőleg, hőt veszít, amikor a víz elpárolog róla. Az első esetben látens hő szabadul fel, a második esetben a hő látens állapotba kerül.
Bármely idő alatt ugyanannyi hő jut fel és le a földfelszínről, mint amennyit fentről és alulról kap ezalatt. Ha másképp lenne, nem teljesülne az energiamegmaradás törvénye: azt kellene feltételezni, hogy a föld felszínén energia keletkezik vagy eltűnik. Lehetséges azonban, hogy például több hő száll fel, mint amennyi felülről jött; ebben az esetben a felesleges hőátadást a talaj vagy a víz mélyéről a felszínre érkező hővel kell fedezni.
Tehát a Föld felszínén keletkező összes hőbevétel és -kiadás algebrai összegének nullának kell lennie. Ezt fejezi ki a földfelszín hőmérlegének egyenlete.
Ennek az egyenletnek a felírásához először az elnyelt sugárzást és az effektív sugárzást összevonjuk egy sugárzási mérlegbe.
A levegőből a hő beérkezését vagy hővezetés útján a levegőbe történő visszajutását P-vel jelöljük. Ugyanezt a bevételt vagy fogyasztást a mélyebb talaj- vagy vízrétegekkel történő hőcseréből A-nak nevezzük. A párolgás során keletkező hőveszteséget A kondenzáció során a földfelszínre történő érkezést LE-vel jelöljük, ahol L a párolgáshő fajlagos értéke, E pedig az elpárolgott vagy kondenzált víz tömege.
Azt is mondhatjuk, hogy az egyenlet jelentése az, hogy a földfelszínen a sugárzási egyensúlyt nem sugárzó hőátadással egyensúlyozza ki (5.1. ábra).
Az (1) egyenlet tetszőleges ideig érvényes, beleértve a sok évet is.
Az, hogy a földfelszín hőmérlege nulla, nem jelenti azt, hogy a felszíni hőmérséklet nem változik. Ha a hőátadás lefelé irányul, a felülről a felszínre érkező és azt mélyen benne hagyó hő nagymértékben a talaj vagy víz legfelső rétegében (az ún. aktív rétegben) marad. Ennek a rétegnek a hőmérséklete, így a földfelszín hőmérséklete is növekszik. Ellenkezőleg, amikor a földfelszínen keresztül alulról felfelé, a légkörbe kerül a hő, a hő elsősorban az aktív rétegből távozik, aminek következtében a felszíni hőmérséklet csökken.
Napról napra és évről évre az aktív réteg és a földfelszín átlaghőmérséklete bárhol alig változik. Ez azt jelenti, hogy nappal szinte annyi hő jut be a talaj vagy a víz mélyére nappal, mint amennyi éjszaka távozik onnan. De ennek ellenére a nyári napokon kicsit jobban csökken a hőség, mint alulról jön. Ezért a talaj és a víz rétegei, így azok felszíne is napról napra felmelegszik. Télen fordított folyamat megy végbe. A hőbevitel szezonális változásai – a talaj és a víz hőfogyasztása szinte kiegyenlítődik az év során, és a földfelszín és az aktív réteg éves átlaghőmérséklete évről évre alig változik.
A Föld hőegyensúlya- a földfelszínen, a légkörben és a Föld-légkör rendszerben elért (sugárzó és termikus) energia bevételének és felhasználásának aránya. A légkörben, a hidroszférában és a litoszféra felső rétegeiben zajló fizikai, kémiai és biológiai folyamatok túlnyomó többségének energiaforrása a napsugárzás, így a hőmérleg összetevőinek eloszlása és aránya jellemzi ennek átalakulását ezekben. kagylók.
A hőmérleg az energiamegmaradás törvényének sajátos megfogalmazása, és a Föld felszínének egy szakaszára (a földfelszín hőmérlegére) van összeállítva; a légkörön áthaladó függőleges oszlophoz (a légkör hőegyensúlya); ugyanazon oszlopra, amely áthalad a légkörön és a litoszféra vagy a hidroszféra felső rétegein (a Föld-légkör rendszer termikus egyensúlya).
A földfelszín hőmérlegének egyenlete:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
a földfelszín egy eleme és a környező tér közötti energiaáramlások algebrai összegét jelenti. Ebben a képletben:
R - sugárzási egyensúly, az elnyelt rövidhullámú napsugárzás és a földfelszínről érkező hosszúhullámú effektív sugárzás közötti különbség.
P az alatta lévő felület és a légkör között fellépő hőáram;
F0 - hőáramlás figyelhető meg a földfelszín és a litoszféra vagy hidroszféra mélyebb rétegei között;
LE - párolgási hőfogyasztás, amely az elpárolgott víz tömegének E és a párolgáshő L hőmérlegének szorzata.
Ezek az áramlások magukban foglalják a sugárzási egyensúlyt (vagy maradék sugárzást) R - az elnyelt rövidhullámú napsugárzás és a földfelszínről érkező hosszú hullámú effektív sugárzás közötti különbséget. A sugárzási mérleg pozitív vagy negatív értékét több hőáram kompenzálja. Mivel a földfelszín hőmérséklete általában nem egyenlő a levegő hőmérsékletével, az alatta lévő felszín és a légkör között P hőáram keletkezik. Hasonló F0 hőáram figyelhető meg a földfelszín és a litoszféra vagy hidroszféra mélyebb rétegei között. Ebben az esetben a talajban a hőáramot a molekuláris hővezető képesség határozza meg, míg a víztestekben a hőátadás általában kisebb-nagyobb mértékben turbulens jellegű. A tározó felszíne és mélyebb rétegei közötti F0 hőáram számszerűen megegyezik a tározó hőtartalmának adott időintervallum alatti változásával és a tározóban lévő áramok általi hőátadással. A földfelszín hőmérlegében általában jelentős jelentősége van az LE párolgási hőfelhasználásnak, amelyet az elpárolgott víz tömegének E és a párolgáshő L szorzataként definiálunk. LE értéke a víz nedvességtartalmától függ. a földfelszín, annak hőmérséklete, levegő páratartalma és a felszíni légrétegben a turbulens hőátadás intenzitása, amely meghatározza a vízgőznek a földfelszínről a légkörbe való átjutásának sebességét.
A légkör hőmérlegének egyenlete a következő:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
ahol ΔW a hőtartalom változása a légköri oszlop függőleges falán belül.
A légkör hőmérlegét Ra sugárzási egyensúlya alkotja; hőbevitel vagy -kibocsátás Lr a víz fázisátalakulása során a légkörben (r a csapadék összege); a P hő érkezése vagy felhasználása a légkörnek a földfelszínnel való turbulens hőcseréje miatt; hőnyereség vagy -veszteség Fa, amelyet az oszlop függőleges falain keresztüli hőcsere okoz, ami rendezett légköri mozgásokkal és makroturbulenciával jár. Ezenkívül a légkör hőmérlegének egyenlete tartalmazza a ΔW kifejezést, amely egyenlő az oszlopon belüli hőtartalom változásával.
A Föld-légkör rendszer hőmérlegének egyenlete megfelel a földfelszín és a légkör hőegyensúlyának egyenletek tagjainak algebrai összegének. A földfelszín és az atmoszféra hőmérlegének összetevőit a földgömb különböző régióira meteorológiai megfigyelések (aktinometriai állomásokon, speciális hőmérleg-állomásokon, a Föld meteorológiai műholdain) vagy klimatológiai számítások határozzák meg.
A földfelszín hőmérlegének összetevőinek átlagos szélességi értékeit az óceánokra, a szárazföldre és a Földre, valamint a légkör hőmérlegét táblázatokban adjuk meg, ahol a hőmérleg feltételeinek értékeit veszik figyelembe. pozitív, ha megfelelnek a hő érkezésének. Mivel ezek a táblázatok átlagos éves viszonyokra vonatkoznak, nem tartalmazzák a légkör és a litoszféra felső rétegeinek hőtartalmának változását jellemző kifejezéseket, mivel ezeknél a feltételeknél ezek nullához közelítenek.
A Föld mint bolygó esetében a légkörrel együtt a hőegyensúlyi séma az ábrán látható. A légkör külső határának egységnyi felülete évente átlagosan körülbelül 250 kcal/cm 2 napsugárzási fluxust kap, amelynek körülbelül 1/3-a verődik vissza a világtérbe, és 167 kcal/cm 2 évente. elnyeli a Föld
Hőcsere spontán visszafordíthatatlan hőátadási folyamat a térben, egy nem egyenletes hőmérsékleti mező miatt. A hőátadást általános esetben más fizikai mennyiségek mezőinek inhomogenitása is okozhatja, például a koncentrációk különbsége (diffúziós hőhatás). A hőátadásnak három típusa van: hővezető képesség, konvekciós és sugárzó hőátadás (a gyakorlatban a hőátadást általában mind a 3 típus egyszerre végzi). A hőátadás számos természeti folyamatot meghatároz vagy kísér (például csillagok és bolygók evolúciója, meteorológiai folyamatok a Föld felszínén stb.). a technikában és a mindennapi életben. Sok esetben például a szárítás folyamatainak tanulmányozásakor a párolgásos hűtés, diffúzió, a hőátadást a tömegátadással együtt veszik figyelembe. A két hűtőközeg közötti hőátadást az őket elválasztó tömör falon vagy a közöttük lévő határfelületen keresztül hőátadásnak nevezzük.
Hővezető a hőátadás egyik fajtája (mikrorészecskék hőmozgási energiája) a jobban felhevült testrészekről a kevésbé felhevültekre, ami a hőmérséklet kiegyenlítődéséhez vezet. A hővezető képességgel az energia átadása a testben a nagyobb energiájú részecskék (molekulák, atomok, elektronok) közvetlen energiaátvitelének eredményeként megy végbe a kisebb energiájú részecskék felé. Ha a hővezető képesség hőmérsékletének relatív változása az l részecskék átlagos szabad útjától kicsi, akkor teljesül a hővezető képesség alaptörvénye (Fourier-törvény): a q hőáram-sűrűség arányos a grad T hőmérsékleti gradienssel. , azaz (17)
ahol λ a hővezető képesség, vagy egyszerűen a hővezető képesség, nem függ a grad T-től [λ függ az anyag aggregált állapotától (lásd a táblázatot), atom- és molekulaszerkezetétől, hőmérsékletétől és nyomásától, összetételétől (egy esetben keverék vagy oldat).
A mínusz jel az egyenlet jobb oldalán azt jelzi, hogy a hőáramlás iránya és a hőmérsékleti gradiens egymással ellentétes.
A Q érték és az F keresztmetszeti terület arányát fajlagos hőáramnak vagy hőterhelésnek nevezzük, és q betűvel jelöljük.
(18)
A λ hővezetési együttható értékeit egyes gázok, folyadékok és szilárd anyagok esetében 760 Hgmm atmoszférikus nyomáson a táblázatokból választjuk ki.
Hőátadás. Hőátadás két hűtőközeg között az őket elválasztó tömör falon vagy a közöttük lévő határfelületen keresztül. A hőátadás magában foglalja a hőátadást a melegebb folyadékról a falra, a hővezető képességet a falban, a hőátadást a falról egy hidegebb mozgó közegre. A hőátadás során a hőátadás intenzitását egy k hőátbocsátási tényező jellemzi, amely számszerűen megegyezik azzal a hőmennyiséggel, amely egységnyi falfelületen keresztül egységnyi idő alatt 1 K folyadékok közötti hőmérséklet-különbség mellett áramlik át; k méret - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Az R értéket, a hőátbocsátási tényező reciprokát, teljes hőellenállási hőátadásnak nevezzük. Például egy egyrétegű fal R-e
,
ahol α1 és α2 a hőátadási együttható a forró folyadéktól a falfelületig és a falfelülettől a hideg folyadékig; δ - falvastagság; λ a hővezetési tényező. A gyakorlatban előforduló legtöbb esetben a hőátbocsátási tényezőt tapasztalati úton határozzák meg. Ebben az esetben a kapott eredményeket a hasonlóságelméleti módszerekkel dolgozzuk fel
Sugárzó hőátadás - A sugárzó hőátadás az anyag belső energiájának sugárzási energiává történő átalakulásának, a sugárzási energia átvitelének és az anyag általi elnyelésének eredményeképpen történik. A sugárzó hőátadás folyamatainak menetét a hőcserélő testek térbeli kölcsönös elrendeződése, a testeket elválasztó közeg tulajdonságai határozzák meg. A lényegi különbség a sugárzó hőátadás és az egyéb hőátadás (hővezetés, konvektív hőátadás) között, hogy a hőátadó felületeket elválasztó anyagi közeg hiányában is megtörténhet, hiszen a hőátadó felületeket elválasztó anyagi közeg hiányában is megtörténhet. elektromágneses sugárzás terjedése.
Az átlátszatlan test felületére a sugárzó hőátadás során beeső és a Qinc beeső sugárzási fluxus értékével jellemezhető sugárzási energiát a test részben elnyeli, részben pedig visszaverődik a felületéről (lásd ábra).
Az elnyelt sugárzás Qabs fluxusát a következő összefüggés határozza meg:
Qabs \u003d A Qpad, (20)
ahol A a test abszorpciós képessége. Annak a ténynek köszönhetően, hogy egy átlátszatlan testhez
Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)
ahol Qotr a test felületéről visszavert sugárzás fluxusa, ez az utolsó érték egyenlő:
Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)
ahol 1 - A \u003d R a test fényvisszaverő képessége. Ha egy test abszorpciós képessége 1, ezért a visszaverő képessége 0, azaz a test a rá eső összes energiát elnyeli, akkor abszolút fekete testnek nevezzük. Minden test, amelynek hőmérséklete eltér az abszolút nullától, energiát bocsát ki. a test felmelegedésére. Ezt a sugárzást a test saját sugárzásának nevezik, és saját sugárzásának Qe fluxusa jellemzi. Az önsugárzást, amely a test egységnyi felületéhez kapcsolódik, saját sugárzásának fluxussűrűségének, vagy a test emissziós tényezőjének nevezzük. Ez utóbbi a Stefan-Boltzmann sugárzási törvénynek megfelelően a test hőmérsékletével a negyedik hatványig arányos. Egy test emissziós tényezőjének és egy teljesen fekete test emissziós tényezőjének arányát ugyanazon a hőmérsékleten feketeség fokának nevezzük. Minden test esetében a feketeség mértéke kisebb, mint 1. Ha valamelyik test esetében ez nem függ a sugárzás hullámhosszától, akkor az ilyen testet szürkének nevezzük. A szürke test sugárzási energiája hullámhosszonkénti eloszlásának természete megegyezik az abszolút fekete testével, vagyis Planck sugárzási törvénye írja le. A szürke test feketeségének foka megegyezik abszorpciós képességével.
A rendszerbe belépő bármely test felülete visszavert sugárzást bocsát ki Qotr és saját sugárzása Qcob; a test felületét elhagyó teljes energiamennyiséget Qeff effektív sugárzási fluxusnak nevezzük, és a következő összefüggés határozza meg:
Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)
A test által elnyelt energia egy része saját sugárzása formájában visszatér a rendszerbe, így a sugárzott hőátadás eredménye a saját és az elnyelt sugárzás fluxusainak különbségeként ábrázolható. Érték
Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)
a kapott sugárzási fluxusnak nevezzük, és azt mutatja meg, hogy a szervezet mennyi energiát kap vagy veszít egységnyi idő alatt a sugárzó hőátadás eredményeként. Az így létrejövő sugárzási fluxus úgy is kifejezhető
Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)
vagyis a teljes fogyasztás és a test felületére érkező sugárzóenergia teljes megérkezése közötti különbségként. Tehát, tekintettel arra
Qpad = (Qcob - Qpez) / A, (26)
kapunk egy kifejezést, amelyet széles körben használnak a sugárzó hőátadás számításaiban:
A sugárzási hőátadás számításának feladata általában az, hogy egy adott rendszerben szereplő összes felületen megtaláljuk a keletkező sugárzási fluxusokat, ha ismertek ezeknek a felületeknek a hőmérséklete és optikai jellemzői. Ennek a feladatnak a megoldásához az utolsó összefüggésen kívül meg kell találni az adott felületen lévő Qinc fluxus és a Qeff fluxusok közötti összefüggést a sugárzó hőcserélő rendszerben szereplő összes felületen. Ennek az összefüggésnek a megtalálásához a sugárzás átlagos szögtényezőjének fogalmát használjuk, amely megmutatja, hogy a sugárzó hőcserélő rendszerben lévő bizonyos felület félgömb alakú (vagyis a félgömbön belül minden irányban kibocsátott) sugárzásából mekkora hányad esik ezt a felületet. Így a Qfall fluxus a sugárzó hőcserélő rendszerben lévő bármely felületre az összes felület (beleértve az adott felületet is, ha homorú) Qeff szorzata és a megfelelő sugárzási szögtényezők összege.
A sugárzó hőátadás jelentős szerepet játszik a körülbelül 1000 °C és a feletti hőmérsékleten végbemenő hőátadási folyamatokban. Széles körben használják a technológia különböző területein: a kohászatban, hőenergetikában, atomenergetikai technikában, rakétatechnikában, vegyi technológiában, szárítástechnikában és napenergia-technológiában.
A Nap sugárzó energiájának elnyelésével maga a Föld válik sugárzás forrásává. A Nap sugárzása és a Föld sugárzása azonban lényegében különbözik. A közvetlen, szórt és visszavert napsugárzás hullámhossza 0,17 és 2-4 között van mk,és felhívott rövidhullámú sugárzás. A föld felmelegedett felülete a hőmérsékletének megfelelően főként 2-4-40 hullámhosszú sugárzást bocsát ki. mkés felhívott hosszúhullámú.Általánosságban elmondható, hogy mind a napsugárzásnak, mind a földsugárzásnak minden hullámhossza van. De az energia nagy része (99,9%) a jelzett hullámhossz-tartományban található. A Föld felszínének hőkezelésében nagy szerepet játszik a Nap és a Föld sugárzásának hullámhosszának különbsége.
Így a Nap sugarai által felmelegítve bolygónk maga válik sugárzás forrásává. A földfelszín által kibocsátott, alulról felfelé irányuló hosszú hullámhosszú vagy termikus sugarak a hullámhossztól függően vagy szabadon távoznak a légkörön, vagy késleltetik őket. Megállapítást nyert, hogy a 9-12 hosszúságú hullámok sugárzása mk szabadon kijut a csillagközi térbe, aminek következtében a földfelszín veszít hőjének egy részét.
A földfelszín és a légkör hőegyensúlyának problémájának megoldásához meg kellett határozni, hogy mennyi napenergia jut be a Föld különböző régióiba, és ennek az energiának mennyi átalakul más formákká.
A földfelszínre érkező napenergia mennyiségének kiszámítására tett kísérletek középen vannak XIXszázadban az első aktinometrikus műszerek megalkotása után. Azonban csak az 1940-es években XXszázadban megkezdődött a hőmérleg vizsgálatának problémájának széleskörű fejlődése. Ezt elősegítette az állomások aktinometrikus hálózatának kiterjedt fejlesztése a háború utáni években, különösen a Nemzetközi Geofizikai Évre való felkészülés időszakában. Csak a Szovjetunióban az aktinometrikus állomások száma az IGY elejére elérte a 200-at, egyúttal ezeken az állomásokon a megfigyelések köre jelentősen bővült. A Nap rövidhullámú sugárzásának mérése mellett meghatározásra került a földfelszín sugárzási mérlege, vagyis az elnyelt rövidhullámú sugárzás és az alatta lévő felszín hosszúhullámú effektív sugárzása közötti különbség. Számos aktinometrikus állomáson megfigyeléseket szerveztek a levegő hőmérsékletére és páratartalmára a magasságban. Ez lehetővé tette a párolgás és a turbulens hőátadás hőköltségének kiszámítását.
A földi aktinometrikus állomások hálózatán, azonos típusú program keretében végzett szisztematikus aktinometrikus megfigyelések mellett az elmúlt években kísérleti munkákat végeztek a szabad légkörben kialakuló sugárzási áramlások vizsgálatára. Ennek érdekében a hosszúhullámú sugárzás egyensúlyának szisztematikus mérését a troposzféra különböző magasságaiban számos állomáson végzik speciális rádiószondák segítségével. Ezek a megfigyelések, valamint a szabad léggömbök sugárzására vonatkozó adatok, amelyeket szabad léggömbök, repülőgépek, geofizikai rakéták és mesterséges földi műholdak segítségével szereztek, lehetővé tették a hőegyensúly összetevőinek rendszerének tanulmányozását.
Kísérleti vizsgálatok anyagait felhasználva, számítástechnikai módszereket széles körben alkalmazva, az elnevezett Geofizikai Fő Obszervatórium munkatársai. A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya. Vinnikov és mások M. I. Budyko vezetésével az 50-es évek elején először készült el a hőegyensúly összetevőinek térképsorozata az egész földgömbre. Ezt a térképsorozatot először 1955-ben adták ki. A kiadott atlasz a napsugárzás teljes eloszlását, a sugárzási egyensúlyt, a párolgási hőfogyasztást és a turbulens hőátadást ábrázoló térképeket tartalmazott átlagosan minden hónapra és évre vonatkozóan. A következő években az új adatok beérkezése kapcsán, különösen az IGY időszakra vonatkozóan pontosításra kerültek a hőmérleg összetevőire vonatkozó adatok, és új térképsorozat készült, mely 1963-ban jelent meg.
A földfelszín és a légkör hőegyensúlya, figyelembe véve a Föld-légkör rendszerbe történő hőbeáramlást és -leadást, az energiamegmaradás törvényét tükrözi. A Föld - a légkör hőmérlegének egyenlet felállításához figyelembe kell venni egyrészt az egész Föld által a légkörrel együtt kapott és elfogyasztott összes hőt, másrészt a föld különálló felszíne (a hidroszférával és a litoszférával együtt) és a légkör. A Nap sugárzó energiáját elnyelve a földfelszín a sugárzás révén elveszíti ennek az energiának egy részét. A többit ennek a felületnek és a légkör alsó rétegeinek felmelegítésére, valamint a párolgásra fordítják. Az alatta lévő felület felmelegedését a talaj hőátadása kíséri, és ha a talaj nedves, akkor a hő egyidejűleg a talajnedvesség elpárologtatására fordítódik.
Így a Föld egészének hőmérlege négy összetevőből áll.
Sugárzási egyensúly ( R). Ezt a Napból elnyelt rövidhullámú sugárzás és a hosszú hullámú effektív sugárzás közötti különbség határozza meg.
Hőátadás a talajban, a talaj felszíni és mélyebb rétegei közötti hőátadás folyamatát jellemzi (DE). Ez a hőátadás a talaj hőkapacitásától és hővezető képességétől függ.
Turbulens hőátadás a földfelszín és légkör (R). Az alapfelület és a légkör hőmérsékletének arányától függően határozza meg, hogy az alatta lévő felület mennyi hőt kap vagy ad le a légkörnek.
Párolgásra fordított hő( LE). Ezt a látens párolgáshő szorzata határozza meg ( L) párologtatáshoz (E).
A hőmérleg ezen összetevőit a következő kapcsolat kapcsolja össze:
R= A+ P+ LE
A hőmérleg összetevőinek számításai lehetővé teszik annak meghatározását, hogy a beérkező napenergia hogyan alakul át a föld felszínén és a légkörben. A középső és magas szélességi körökben a napsugárzás beáramlása nyáron pozitív, télen negatív. Számítások szerint az északi szélesség 39°-tól délre. SH. A sugárzási energia mérlege egész évben pozitív, a Szovjetunió európai területén körülbelül 50°-os szélességi körön márciustól novemberig pozitív, a három téli hónapban negatív. A 80°-os szélességi körön pozitív sugárzási mérleg csak a május-augusztus időszakban figyelhető meg.
A Föld hőmérlegének számításai szerint a földfelszín egésze által elnyelt teljes napsugárzás a légkör külső határára érkező napsugárzás 43%-a. A földfelszín effektív sugárzása ennek az értéknek 15%-a, a sugárzási mérleg 28%, a párolgási hőfelhasználás 23%, a turbulens hőátadás 5%.
Tekintsük most a Föld-légkör rendszer hőmérleg-összetevőinek számításának néhány eredményét. Íme négy térkép: az év teljes sugárzása, sugárzási mérleg, párolgási hőfelhasználás és turbulens hőátadással a levegő felmelegítéséhez szükséges hőfogyasztás, a földgömb hőmérlegének atlaszából kölcsönözve (szerkesztette: M. I. Budyko). A 10. ábrán látható térképből az következik, hogy a teljes sugárzás legnagyobb éves értéke a Föld száraz zónáira esik. Különösen a Szaharában és az arab sivatagokban a teljes éves sugárzás meghaladja a 200-at kcal / cm2,és mindkét félteke magas szélességein nem haladja meg a 60-80kcal / cm2.
A 11. ábra a sugárzási egyensúly térképét mutatja. Könnyen belátható, hogy a magas és a középső szélességeken a sugárzási egyensúly az alacsony szélesség felé növekszik, ami a teljes és az elnyelt sugárzás növekedésével jár. Érdekes megjegyezni, hogy a teljes sugárzás izolinjaival ellentétben az óceánokból a kontinensek felé haladva a sugárzási egyensúly izolinjai felbomlanak, ami az albedó és az effektív sugárzás különbségével függ össze. Ez utóbbiak a vízfelszínre nézve kisebbek, így az óceánok sugárzási egyensúlya meghaladja a kontinensek sugárzási egyensúlyát.
A legkisebb éves összegek (kb. 60 kcal / cm2) jellemzőek azokra a régiókra, ahol felhősség uralkodik, valamint a száraz területeken, ahol az albedó magas értéke és a hatékony sugárzás csökkenti a sugárzási egyensúlyt. A sugárzási mérleg legnagyobb éves összegei (80-90 kcal / cm2) enyhén felhős, de viszonylag párás trópusi erdőkre és szavannákra jellemző, ahol a sugárzás érkezése bár jelentős, de az albedó és a hatékony sugárzás nagyobb, mint a Föld sivatagi vidékein.
Az éves párolgási sebességek eloszlását a 12. ábra mutatja. Hőfelhasználás párolgáshoz, egyenlő a párolgási sebesség és a párolgás látens hőjének szorzatával (LE) főként a párolgás mértéke határozza meg, mivel a párolgás latens hője természetes körülmények között kis határok között változik, és átlagosan 600 ürülék grammonként elpárolgott víz.
Amint a fenti ábrából következik, a szárazföldről történő párolgás főként a hő- és nedvességtartalékoktól függ. Ezért a szárazföld felszínéről történő párolgás maximális éves mennyisége (legfeljebb 1000 mm) trópusi szélességeken zajlanak, ahol jelentős termikus
az erőforrások nagyszerű hidratálással párosulnak. Az óceánok azonban a párolgás legfontosabb forrásai. Maximális értékei itt elérik a 2500-3000-et mm. Ugyanakkor a legnagyobb párolgás azokon a területeken történik, ahol a felszíni vizek viszonylag magas hőmérséklete van, különösen a meleg áramlású övezetekben (Golf-áramlat, Kuro-Sivo stb.). Éppen ellenkezőleg, a hideg áramok zónáiban a párolgási értékek kicsiek. A középső szélességeken évenkénti párolgási folyamat zajlik. Ugyanakkor, a szárazfölddel ellentétben, az óceánokon a maximális párolgás a hideg évszakban figyelhető meg, amikor a levegő páratartalmának nagy függőleges gradiensei kombinálódnak a megnövekedett szélsebességgel.
Az alatta lévő felület turbulens hőcseréje a légkörrel a sugárzási és nedvességviszonyoktól függ. Ezért a legnagyobb turbulens hőátadás azokon a földterületeken megy végbe, ahol nagy mennyiségű sugárzás párosul száraz levegővel. Amint a turbulens hőátadás éves értékeinek térképén (13. ábra) látható, ezek sivatagi zónák, ahol az értéke eléri a 60-at kcal / cm2. A turbulens hőátadás értékei kicsik mindkét félteke magas szélességein, valamint az óceánokban. A maximális éves értékek a meleg tengeri áramlatok zónájában találhatók (több mint 30 kcal / cm 2 év), ahol nagy hőmérsékletkülönbségek jönnek létre a víz és a levegő között. Ezért a legnagyobb hőátadás az óceánokon az év hideg szakaszában történik.
A légkör termikus egyensúlyát a Nap rövidhullámú és korpuszkuláris sugárzásának elnyelése, hosszúhullámú sugárzás, sugárzó és turbulens hőátadás, hőadvekció, adiabatikus folyamatok stb. A naphő érkezésére és fogyasztására vonatkozó adatokkal magyarázzák a meteorológusok a légkör és a hidroszféra összetett keringését, a hő- és nedvességcirkulációt, valamint számos más folyamatot és jelenséget, amely a Föld levegőjében és vízhéjában zajlik.
- Forrás-
Pogosyan, H.P. A Föld légköre / Kh.P. Poghosyan [és d.b.]. - M .: Nevelés, 1970. - 318 p.
Megtekintések száma: 1223
