A földfelszín és a föld-troposzféra rendszer termikus egyensúlya. Sugárzás és hőmérleg Nézze meg, mi a "földfelszín hőegyensúlya" más szótárakban
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.
A Föld termobár mezejének fogalma
A sugárzási egyensúly szezonális ingadozása
A Föld egészének sugárzási rendszerének szezonális ingadozásai megfelelnek az északi és déli félteke besugárzásában bekövetkezett változásoknak a Föld éves Nap körüli forradalma során.
Az egyenlítői zónában a naphőben nincs szezonális ingadozás: mind decemberben, mind júliusban a sugárzási mérleg szárazföldön 6-8 kcal/cm 2, tengeren 10-12 kcal/cm 2 havonta.
Trópusi övezetekben a szezonális ingadozások már egészen egyértelműen kifejeződnek. Az északi féltekén - Észak-Afrikában, Dél-Ázsiában és Közép-Amerikában - decemberben a sugárzási mérleg 2-4 kcal / cm 2, júniusban pedig 6-8 kcal / cm 2 havonta. Ugyanez a kép figyelhető meg a déli féltekén is: decemberben (nyáron) magasabb, júniusban (télen) alacsonyabb a sugárzási mérleg.
Az egész mérsékelt övben decemberben a szubtrópusoktól északra (a nullás mérlegvonal Franciaországon, Közép-Ázsián és Hokkaido szigetén halad keresztül) negatív az egyenleg. Júniusban még a sarkkör közelében is havi 8 kcal/cm2 a sugárzási mérleg. A sugárzási egyensúly legnagyobb amplitúdója a kontinentális északi féltekére jellemző.
A troposzféra termikus rezsimjét mind a naphő beáramlása, mind a hő és hideg advekcióját végrehajtó légtömegek dinamikája határozza meg. Másrészt magát a légmozgást az egyenlítői és a poláris szélesség, valamint az óceánok és kontinensek közötti hőmérsékleti gradiens (az egységnyi távolságra eső hőmérséklet-csökkenés) okozza. Ezen összetett dinamikus folyamatok eredményeként jött létre a Föld termobár mezeje. Mindkét eleme - a hőmérséklet és a nyomás - annyira összefügg egymással, hogy a földrajzban szokás a Föld egyetlen termobarikus mezőjéről beszélni.
A földfelszín által kapott hőt a légkör és a hidroszféra alakítja át és osztja el újra. A hő főként párolgásra, turbulens hőcserére, valamint a hő szárazföld és óceán közötti újraelosztására fordítódik.
A legtöbb hőt az óceánokból és a kontinensekből származó víz elpárologtatására fordítják. Az óceánok trópusi szélességein a párolgás körülbelül 100-120 kcal / cm 2 -t fogyaszt évente, a meleg vízterületeken pedig akár 140 kcal / cm 2 -t is évente, ami egy 2 m vastag vízréteg elpárolgásának felel meg. . Az egyenlítői övben sokkal kevesebb energiát fordítanak a párolgásra, azaz körülbelül 60 kcal / cm 2 évente; ez egy méteres vízréteg elpárologtatásának felel meg.
A kontinenseken a párolgási hőfogyasztás a párás éghajlatú egyenlítői zónában jelentkezik. A szárazföld trópusi szélességein elhanyagolható párolgású sivatagok találhatók. A mérsékelt övi szélességeken az óceánokban a párolgás hőköltsége 2,5-szer nagyobb, mint a szárazföldön. Az óceán felszíne elnyeli a rá eső sugárzás 55-97%-át. Az egész bolygón a napsugárzás 80%-a párolgásra, körülbelül 20%-a turbulens hőátadásra megy el.
A víz elpárologtatására fordított hő a gőz kondenzációja során látens párolgáshő formájában kerül a légkörbe. Ez a folyamat nagy szerepet játszik a levegő felmelegítésében és a légtömegek mozgásában.
A vízgőz kondenzációjából a teljes troposzféra maximális hőmennyiségét az egyenlítői szélességi körök kapják - körülbelül 100-140 kcal / cm 2 évente. Ennek oka a trópusi vizekből a passzátszelek által ide beáramló hatalmas mennyiségű nedvesség, valamint a levegő felemelkedése az Egyenlítő fölé. Száraz trópusi szélességeken a párolgási hő mennyisége természetesen elhanyagolható: kevesebb, mint 10 kcal/cm2 évente a kontinentális sivatagokban és körülbelül 20 kcal/cm2 évente az óceánok felett. A víz meghatározó szerepet játszik a légkör termikus és dinamikus rezsimjében.
A turbulens léghőcserén keresztül sugárzó hő is bejut a légkörbe. A levegő rossz hővezető, ezért a molekuláris hővezető képesség csak a légkör jelentéktelen (néhány méter) alsó rétegét képes felmelegíteni. A troposzférát turbulens, sugár, örvénykeverés melegíti fel: a földdel szomszédos alsó réteg levegője felmelegszik, sugárban felemelkedik, helyette leszáll a felső hideg levegő, ami szintén felmelegszik. Ily módon a hő gyorsan átkerül a talajból a levegőbe, egyik rétegből a másikba.
A turbulens hőáramlás nagyobb a kontinenseken, és kevésbé az óceánokon. Maximális értékét a trópusi sivatagokban éri el, évi 60 kcal / cm 2 -ig, az egyenlítői és szubtrópusi zónákban 30-20 kcal / cm 2 -re, mérsékelt égövön pedig évi 20-10 kcal / cm 2 -re csökken. Az óceánok nagyobb területén a víz évente körülbelül 5 kcal/cm2-t bocsát ki a légkörbe, és csak a szubpoláris szélességeken a Golf-áramlat és Kuroshivo levegője 20-30 kcal/cm2 hőt kap évente.
A párologtatás látens hőjével ellentétben a turbulens áramlást gyengén tartja vissza a légkör. A sivatagok felett felfelé terjed és eloszlik, ezért a sivatagi zónák a légkör lehűlési területeiként működnek.
A kontinensek termikus rezsimje földrajzi elhelyezkedésükből adódóan eltérő. Az északi kontinenseken a párolgás hőköltségét a mérsékelt égövben elfoglalt helyük határozza meg; Afrikában és Ausztráliában – nagy területeik szárazsága. Minden óceánban a hő hatalmas hányada párologtatásra fordítódik. Ezután ennek a hőnek egy része átkerül a kontinensekre, és elszigeteli a magas szélességi körök klímáját.
A kontinensek és az óceánok felszíne közötti hőátadás elemzése lehetővé teszi a következő következtetések levonását:
1. Mindkét félteke egyenlítői szélességein a légkör évente legfeljebb 40 kcal / cm 2 hőt kap a felmelegedett óceánokból.
2. Szinte nem jut hő a légkörbe a kontinentális trópusi sivatagokból.
3. A nulla egyensúly vonala áthalad a szubtrópusokon, a 40 0 szélesség közelében.
4. A mérsékelt övi szélességeken a sugárzás hőfogyasztása nagyobb, mint az elnyelt sugárzás; ez azt jelenti, hogy a mérsékelt övi éghajlati levegő hőmérsékletét nem a napenergia, hanem az advektív (alacsony szélességi körökről hozott) hő határozza meg.
5. A Föld-légkör sugárzási mérlege az egyenlítői síkhoz képest diszszimmetrikus: az északi félteke poláris szélességein eléri a 60-at, a megfelelő déli szélességeken pedig csak 20 kcal/cm 2 évente; a hő az északi féltekére intenzívebben, körülbelül háromszor kerül át, mint a délire. A Föld-légkör rendszer egyensúlya határozza meg a levegő hőmérsékletét.
8.16. A légkör fűtése és hűtése az "óceán-légkör-kontinens" rendszer kölcsönhatási folyamatában
A napsugarak levegő általi elnyelése legfeljebb 0,1 0 C hőt ad a troposzféra alsó kilométeres rétegének. Az atmoszféra a hőnek legfeljebb 1/3-át kapja közvetlenül a Naptól, 2/3-át pedig a földfelszínből és mindenekelőtt a hidroszférából veszi fel, amely a felszínről elpárolgott vízgőzön keresztül hőt ad át neki. vízhéj.
A bolygó gázburján áthaladó napsugarak a földfelszín legtöbb helyén találkoznak vízzel: az óceánokon, víztestekben és szárazföldi mocsarakban, nedves talajban és a növények lombozatában. A napsugárzás hőenergiáját elsősorban a párolgásra fordítják. Az egységnyi elpárolgó vízre felhasznált hőmennyiséget látens párolgási hőnek nevezzük. Amikor a gőz lecsapódik, a párolgási hő belép a levegőbe és felmelegíti azt.
A naphő víztestek általi asszimilációja eltér a talaj melegítésétől. A víz hőkapacitása körülbelül 2-szer nagyobb, mint a talajé. Ugyanannyi hő mellett a víz kétszer gyengébb melegszik fel, mint a talaj. Lehűléskor az arány megfordul. Ha egy hideg légtömeg áthatol egy meleg óceánfelszínen, akkor a hő akár 5 km-es rétegbe is behatol. A troposzféra felmelegedése a párologtatás látens hőjének köszönhető.
A turbulens légkeveredés (véletlenszerű, egyenetlen, kaotikus) konvekciós áramokat hoz létre, amelyek intenzitása és iránya a terep jellegétől és a légtömegek bolygókeringésétől függ.
Az adiabatikus folyamat fogalma. A levegő hőkezelésében fontos szerepet játszik az adiabatikus folyamat.
Az adiabatikus folyamat fogalma. A légkör hőkezelésében a legfontosabb szerep az adiabatikus folyamaté. A levegő adiabatikus melegítése és hűtése azonos tömegben történik, hőcsere nélkül más közegekkel.
Amikor a levegő a troposzféra felső vagy középső rétegeiből, vagy a hegyek lejtői mentén leszáll, a ritkább rétegekből sűrűbb rétegekbe kerül, a gázmolekulák közelednek egymáshoz, ütközéseik felerősödnek, a levegőmolekulák mozgásának kinetikus energiája hővé alakul. . A levegő felmelegszik anélkül, hogy hőt kapna sem más légtömegektől, sem a földfelszíntől. Az adiabatikus felmelegedés például a trópusi övezetben, a sivatagok felett és az óceánok felett, ugyanazon a szélességi körön fordul elő. A levegő adiabatikus felmelegedése együtt jár annak kiszáradásával (ez a fő oka a sivatagok kialakulásának a trópusi övezetben).
Emelkedő áramlatokban a levegő adiabatikusan lehűl. A sűrű alsó troposzférából a megritkult középső és felső troposzférába emelkedik. Ugyanakkor csökken a sűrűsége, a molekulák eltávolodnak egymástól, ritkábban ütköznek, a levegő által a felmelegített felületről kapott hőenergia mozgási energiává alakul, mechanikai munkára fordítják a gáz kitágítására. Ez magyarázza a levegő lehűlését, ahogy felemelkedik.
A száraz levegő adiabatikusan lehűl 100 m-enként 1 0 C-kal, ez adiabatikus folyamat. A természetes levegő azonban vízgőzt tartalmaz, amely lecsapódik és hő szabadul fel. Ezért valójában a hőmérséklet 0,6 0 C-kal csökken 100 méterenként (vagy 6 0 C-kal 1 km magasságonként). Ez egy nedves adiabatikus folyamat.
Süllyesztéskor a száraz és a nedves levegő egyaránt felmelegszik, mivel ebben az esetben nem történik páralecsapódás, és nem szabadul fel a párolgási hő.
A szárazföld termikus rezsimjének legjellemzőbb sajátosságai a sivatagokban nyilvánulnak meg: a napsugárzás nagy része visszaverődik fényes felületükről, a hő nem költ el párolgásra, és a száraz kőzetek felmelegítésére megy el. Tőlük a nap folyamán a levegő magas hőmérsékletre melegszik. Száraz levegőben a hő nem marad el, és szabadon sugárzik a felső légkörbe és a bolygóközi térbe. A sivatagok a légkör hűsítő ablakaiként is szolgálnak bolygószinten.
A különböző földfelületek fűtési és hűtési fokának helyes felmérése érdekében számítsa ki a párolgást, határozza meg a talaj nedvességtartalmának változásait, dolgozzon ki módszereket a fagy előrejelzésére, valamint értékelje a rekultivációs munkák hatását az éghajlati viszonyokra. felszíni levegőréteg, a földfelszín hőmérlegére vonatkozó adatok szükségesek.
A földfelszín folyamatosan hőt kap és veszít a különféle rövid- és hosszúhullámú sugárzások hatására. Kisebb-nagyobb összsugárzást és ellensugárzást elnyelve a földfelszín felmelegszik és hosszúhullámú sugárzást bocsát ki, ami hőveszteséget jelent. A föld hőveszteségét jellemző érték
felület az effektív sugárzás. Ez egyenlő a földfelszín saját sugárzása és a légkör ellensugárzása közötti különbséggel. Mivel a légkör ellensugárzása mindig valamivel kisebb, mint a földé, ez a különbség pozitív. Nappal a hatásos sugárzást az elnyelt rövidhullámú sugárzás blokkolja. Éjszaka, rövidhullámú napsugárzás hiányában a hatékony sugárzás csökkenti a földfelszín hőmérsékletét. Felhős időben a légkör ellensugárzásának növekedése miatt az effektív sugárzás jóval kisebb, mint tiszta időben. A földfelszín kevesebb és éjszakai lehűlése. A középső szélességi körökön a földfelszín az effektív sugárzás révén elveszíti annak a hőmennyiségnek a felét, amelyet az elnyelt sugárzásból kapnak.
A sugárzási energia érkezését és fogyasztását a földfelszín sugárzási mérlegének értékével becsüljük meg. Egyenlő az elnyelt és az effektív sugárzás különbségével, ettől függ a földfelszín hőállapota - melegedése vagy hűtése. Napközben szinte végig pozitív, azaz a hőbevitel meghaladja a fogyasztást. Éjszaka a sugárzási mérleg negatív és megegyezik az effektív sugárzással. A földfelszín sugárzási mérlegének éves értékei a legmagasabb szélességi körök kivételével mindenhol pozitívak. Ezt a felesleges hőt a légkör turbulens hővezetéssel történő felmelegítésére, a párolgásra, valamint a mélyebb talaj- vagy vízrétegekkel való hőcserére fordítják.
Ha a hőmérsékleti viszonyokat hosszú ideig (egy év vagy jobb esetben több év) vesszük figyelembe, akkor a földfelszín, a légkör külön-külön és a „Föld-légkör” rendszer termikus egyensúlyi állapotban van. Átlaghőmérsékletük évről évre alig változik. Az energiamegmaradás törvényének megfelelően feltételezhetjük, hogy a földfelszínre érkező és onnan távozó hőáramok algebrai összege nullával egyenlő. Ez a földfelszín hőmérlegének egyenlete. Jelentése az, hogy a földfelszín sugárzási egyensúlyát nem sugárzó hőátadás egyensúlyozza ki. A hőmérleg egyenlet általában nem veszi figyelembe (kisségük miatt) az olyan áramlásokat, mint a csapadék által szállított hő, a fotoszintézishez szükséges energiafelhasználás, a biomassza oxidációjából származó hőnyereség, valamint a jég vagy hó olvadásának hőfogyasztása. , a fagyos vízből származó hőnyereség.
A "Föld-légkör" rendszer hőegyensúlya hosszú ideig szintén nullával egyenlő, vagyis a Föld mint bolygó termikus egyensúlyban van: a légkör felső határára érkező napsugárzást kiegyenlíti a távozó sugárzás. a légkör a légkör felső határától.
Ha a felső határra érkező levegőt 100%-nak vesszük, akkor ennek a mennyiségnek a 32%-a disszipálódik a légkörben. Ezek 6%-a kerül vissza a világűrbe. Következésképpen 26%-a szórt sugárzás formájában érkezik a föld felszínére; A sugárzás 18%-át elnyeli az ózon, aeroszolok és a légkör felmelegítésére használják; 5%-át a felhők elnyelik; A sugárzás 21%-a a felhőkről való visszaverődés eredményeként kerül ki az űrbe. Így a földfelszínre érkező sugárzás 50%, ebből a közvetlen sugárzás 24%; 47%-át a földfelszín elnyeli, a beérkező sugárzás 3%-a pedig visszaverődik az űrbe. Ennek eredményeként a napsugárzás 30%-a a légkör felső határáról a világűrbe kerül. Ezt az értéket a Föld planetáris albedójának nevezik. A Föld-légkör rendszer esetében a visszavert és szórt napsugárzás 30%-a, a földi sugárzás 5%-a és a légköri sugárzás 65%-a, azaz csak 100%-a a légkör felső határán keresztül kerül vissza az űrbe.
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 hőegyensúly diagramot az ábra mutatja. 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) sugárzásának mekkora hányadára 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 Föld a rövidhullámú napsugárzás elnyelésével kap hőt a légkörben, és különösen a földfelszínen. A napsugárzás gyakorlatilag az egyetlen hőforrás a "légkör-föld" rendszerben. Az egyéb hőforrások (a Föld belsejében lévő radioaktív elemek bomlása során felszabaduló hő, gravitációs hő stb.) összességében a napsugárzásból a légkör felső határára jutó hőnek csak az ötezrelékét adják Így és a hőmérleg összeállításakor egyenletet, figyelmen kívül hagyhatók.
A világteret elhagyó rövidhullámú sugárzással hőveszteség megy végbe, amely a Soa légkörről és a földfelszínről SOP visszaverődik, valamint a hosszúhullámú Ee sugárzásnak a földfelszín és a légkör Еa sugárzása révén.
Így a légkör felső határán a Föld mint bolygó hőegyensúlya sugárzó (sugárzó) hőátadásból áll:
SO - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)
hol?Se, a "légkör - Föld" rendszer hőtartalmának változása egy idő alatt?t.
Tekintsük ennek az egyenletnek az éves időszakra vonatkozó feltételeit. A napsugárzás fluxusa a Föld átlagos távolságában a Naptól körülbelül 42,6-10° J/(m2-év). Ebből az áramlásból a Föld annyi energiát kap, mint az I0 napállandó és a Föld pR2 keresztmetszete szorzata, azaz I0 pR2, ahol R a Föld átlagos sugara. A Föld forgásának hatására ez az energia a földgömb teljes felületén oszlik el, egyenlő 4pR2-vel. Következésképpen a Föld vízszintes felületére irányuló napsugárzási fluxus átlagos értéke, a légkör általi csillapítás figyelembevétele nélkül, Iо рR2/4рR3 = Iо/4, vagyis 0,338 kW/m2. Egy éven keresztül átlagosan körülbelül 10,66-109 J, vagyis 10,66 GJ napenergia érkezik a légkör külső határfelületének minden négyzetméterére, azaz Io = 10,66 GJ / (m2 * év).
Tekintsük az (1) egyenlet kiadási oldalát. A légkör külső határára érkezett napsugárzás részben áthatol a légkörön, részben a légkör és a földfelszín visszaverődik a világtérbe. A legfrissebb adatok szerint a Föld átlagos albedóját 33%-ra becsülik: ez a felhőkről való visszaverődés (26%) és az alatta lévő felszínről való visszaverődés (7:%) összege. Ekkor a felhők által visszavert sugárzás Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 GJ / (m2 * év), a Föld felszíne - SOP = 10,66 * 0,07 = 0,75 GJ / (m2 * év) és általában a Föld 3,52 GJ/ (m2*év).
A napsugárzás elnyelése következtében felmelegedett földfelszín a légkört felmelegítő hosszúhullámú sugárzás forrásává válik. Bármely test felülete, amelynek hőmérséklete abszolút nulla felett van, folyamatosan hőenergiát sugároz. Ez alól a földfelszín és a légkör sem kivétel. A Stefan-Boltzmann törvény szerint a sugárzás intenzitása a test hőmérsékletétől és emissziós tényezőjétől függ:
E = wT4, (2)
ahol E a sugárzás intenzitása vagy önsugárzás, W / m2; c a test emissziós tényezője egy teljesen fekete testhez képest, amelyre c = 1; y - Stefan állandója - Boltzmann, egyenlő 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T az abszolút testhőmérséklet.
A különböző felületekre vonatkozó értékek 0,89 (sima vízfelület) és 0,99 (sűrű zöld fű) között mozognak. Átlagosan a földfelszínen a v értéke 0,95.
A földfelszín abszolút hőmérséklete 190 és 350 K között van. Ilyen hőmérsékleten a kibocsátott sugárzás hullámhossza 4-120 mikron, ezért mindez infravörös, és a szem nem érzékeli.
A földfelszín belső sugárzása - E3 a (2) képlettel számolva 12,05 GJ / (m2 * év), ami 1,39 GJ / (m2 * év), vagyis 13%-kal nagyobb, mint a beérkező napsugárzás a légkör felső határán S0. A sugárzás ilyen mértékű visszatérése a Föld felszínén annak gyors lehűléséhez vezetne, ha ezt nem akadályozná meg a nap- és légköri sugárzás földfelszíni elnyelése. Az infravörös földi sugárzás, vagy a földfelszín saját sugárzása a 4,5-80 mikron hullámhossz-tartományban intenzíven elnyeli a légköri vízgőzt, és csak 8,5-11 mikron tartományban halad át a légkörön és kerül a világűrbe. A légköri vízgőz viszont láthatatlan infravörös sugárzást is bocsát ki, melynek nagy része lefelé irányul a földfelszínre, a többi pedig a világűrbe kerül. A Föld felszínére érkező légköri sugárzást a légkör ellensugárzásának nevezzük.
A légkör ellensugárzásából a földfelszín nagyságának 95%-át nyeli el, mivel a Kirchhoff-törvény szerint a test sugárzása megegyezik a sugárzáselnyelésével. Így a légkör ellensugárzása az elnyelt napsugárzás mellett fontos hőforrás a földfelszín számára. A légkör ellensugárzása közvetlenül nem határozható meg, és közvetett módszerekkel számítják ki. A földfelszín által elnyelt légkör ellensugárzása Eza = 10,45 GJ / (m2 * év). Az S0 tekintetében ez 98%.
Az ellensugárzás mindig kisebb, mint a földé. Ezért a földfelszín hőt veszít a saját és az ellensugárzás közötti pozitív különbség miatt. A földfelszín önsugárzása és a légkör ellensugárzása közötti különbséget effektív sugárzásnak (Ee) nevezzük:
Ee \u003d Ez - Eza (3)
szoláris hőcsere a földön
Az effektív sugárzás a sugárzási energia, és ezáltal a hő nettó vesztesége a Föld felszínéről. Ez az űrbe távozó hő 1,60 GJ / (m2 * év), vagyis a légkör felső határára érkezett napsugárzás 15%-a (E3 nyíl a 9.1. ábrán). A mérsékelt övi szélességi körökön a földfelszín az effektív sugárzás révén az elnyelt sugárzásból kapott hőmennyiség felét elveszíti.
A légkör sugárzása összetettebb, mint a Föld felszínének sugárzása. Először is, Kirchhoff törvénye szerint az energiát csak azok a gázok bocsátják ki, amelyek elnyelik, azaz a vízgőz, a szén-dioxid és az ózon. Másodszor, ezen gázok sugárzása összetett szelektív jellegű. Mivel a vízgőz tartalma a magassággal csökken, a légkör legerősebben sugárzó rétegei 6-10 km magasságban helyezkednek el. A légkör hosszúhullámú sugárzása a világtérbe Еa=5,54 GJ/(m2*év), ami a légkör felső határára beáramló napsugárzás 52%-a. A földfelszín és a légkör világűrbe jutó hosszúhullámú sugárzását EU kilépő sugárzásnak nevezzük. Összességében 7,14 GJ/(m2*év), vagyis a beáramló napsugárzás 67%-a.
Ha a So, Soa, Sop, Ee és Ea talált értékeit behelyettesítjük az (1) egyenletbe, azt kapjuk, hogy - ?Sz = 0, azaz a kimenő sugárzás a visszavert és szórt rövidhullámú Soz sugárzással együtt kompenzál a napsugárzás beáramlása a Földre. Más szóval, a Föld a légkörrel együtt annyi sugárzást veszít, amennyit befogad, és ezért sugárzási egyensúlyi állapotba kerül.
A Föld termikus egyensúlyát a hosszú távú hőmérséklet-megfigyelések igazolják: a Föld átlaghőmérséklete évről évre alig változik, és szinte változatlan marad egyik hosszú távú időszakról a másikra.
