Radiasi matahari dan keseimbangan panas. Keseimbangan termal permukaan bumi dan atmosfer Konsep medan termobarik bumi
Atmosfer, seperti permukaan bumi, menerima hampir seluruh panasnya dari Matahari. Sumber pemanas lainnya termasuk panas yang berasal dari kedalaman bumi, namun jumlahnya hanya sebagian kecil dari jumlah total panas.
Meskipun radiasi matahari berfungsi sebagai satu-satunya sumber panas bagi permukaan bumi, rezim termal pada selubung geografis bukan hanya konsekuensi dari keseimbangan radiasi. Panas matahari diubah dan didistribusikan kembali di bawah pengaruh faktor terestrial, dan terutama diubah oleh arus udara dan laut. Hal ini, pada gilirannya, disebabkan oleh distribusi radiasi matahari yang tidak merata di seluruh garis lintang. Ini adalah salah satu contoh paling mencolok dari eratnya hubungan global dan interaksi berbagai komponen di alam.
Bagi kehidupan alam di Bumi, redistribusi panas antara garis lintang yang berbeda, serta antara lautan dan benua, adalah penting. Berkat proses ini, terjadi redistribusi panas spasial yang sangat kompleks di permukaan bumi sesuai dengan arah pergerakan arus udara dan laut. Namun, perpindahan panas total biasanya diarahkan dari lintang rendah ke lintang tinggi dan dari lautan ke benua.
Distribusi panas di atmosfer terjadi melalui konveksi, konduksi dan radiasi. Konveksi termal terjadi di mana-mana di planet ini; angin, arus udara naik dan turun ada di mana-mana. Konveksi sangat kuat terutama di daerah tropis.
Konduktivitas termal, yaitu perpindahan panas melalui kontak langsung atmosfer dengan permukaan bumi yang hangat atau dingin, relatif kurang penting, karena udara merupakan penghantar panas yang buruk. Properti inilah yang banyak digunakan dalam pembuatan bingkai jendela berlapis ganda.
Masukan dan pengeluaran panas di atmosfer bagian bawah pada garis lintang yang berbeda tidaklah sama. Utara 38°LU. w. lebih banyak panas yang dilepaskan daripada diserap. Kerugian ini dikompensasi oleh arus laut dan udara hangat yang diarahkan ke daerah beriklim sedang.
Proses penerimaan dan konsumsi energi matahari, pemanasan dan pendinginan seluruh sistem atmosfer bumi ditandai dengan keseimbangan panas. Jika kita mengambil pasokan energi matahari tahunan ke batas atas atmosfer sebagai 100%, maka keseimbangan energi matahari akan terlihat seperti ini: 42% dipantulkan dari Bumi dan kembali ke luar angkasa (nilai ini menjadi ciri bumi). albedo), dengan 38% dipantulkan oleh atmosfer dan 4% - oleh permukaan bumi. Sisanya (58%) diserap: 14% oleh atmosfer dan 44% oleh permukaan bumi. Permukaan bumi yang memanas mengembalikan semua energi yang diserapnya. Pada saat yang sama, radiasi energi ke permukaan bumi adalah 20%, 24% dihabiskan untuk memanaskan udara dan menguapkan uap air (5,6% untuk memanaskan udara dan 18,4% untuk menguapkan uap air).
Ini adalah karakteristik umum dari keseimbangan panas dunia secara keseluruhan. Faktanya, untuk zona lintang yang berbeda dan permukaan yang berbeda, keseimbangan panasnya akan jauh dari sama. Dengan demikian, keseimbangan panas suatu wilayah terganggu saat matahari terbit dan terbenam, dengan pergantian musim, tergantung pada kondisi atmosfer (kekeruhan, kelembaban udara dan kandungan debu), sifat permukaan (air atau tanah, hutan atau bawang, salju). penutup atau tanah kosong), ketinggian di atas permukaan laut. Sebagian besar panas dikeluarkan pada malam hari, di musim dingin, dan melalui udara yang tipis, bersih, dan kering di dataran tinggi. Namun pada akhirnya, kerugian akibat radiasi dikompensasi oleh panas yang berasal dari Matahari, dan di Bumi secara keseluruhan, keadaan keseimbangan dinamis berlaku, jika tidak maka akan memanas atau, sebaliknya, mendingin.
Suhu udara
Suasana memanas dengan cara yang agak rumit. Sinar matahari dengan panjang gelombang pendek mulai dari sinar merah tampak hingga sinar ultraviolet diubah di permukaan bumi menjadi gelombang panas yang lebih panjang, yang kemudian memanaskan atmosfer ketika dipancarkan dari permukaan bumi. Lapisan bawah atmosfer memanas lebih cepat daripada lapisan atas, hal ini disebabkan oleh indikasi radiasi termal dari permukaan bumi dan fakta bahwa lapisan tersebut memiliki kepadatan yang lebih tinggi dan jenuh dengan uap air.
Ciri khas distribusi suhu vertikal di troposfer adalah penurunannya seiring dengan ketinggian. Gradien suhu vertikal rata-rata, yaitu penurunan rata-rata yang dihitung per 100 m ketinggian, adalah 0,6°C. Pendinginan udara lembab disertai dengan kondensasi uap air. Dalam hal ini, sejumlah panas dilepaskan, yang digunakan untuk pembentukan uap. Oleh karena itu, ketika udara lembab naik, pendinginannya terjadi hampir dua kali lebih cepat dibandingkan udara kering. Koefisien panas bumi udara kering di troposfer rata-rata 1°C.
Udara yang naik dari permukaan tanah dan perairan yang panas memasuki zona bertekanan rendah. Hal ini memungkinkannya untuk mengembang, dan dalam hal ini, sejumlah energi panas diubah menjadi energi kinetik. Sebagai hasil dari proses ini, udara menjadi dingin. Jika pada saat yang sama tidak menerima panas dari manapun dan tidak mengeluarkannya kemana-mana, maka seluruh proses yang dijelaskan disebut adiabatik, atau pendinginan dinamis. Begitu pula sebaliknya, udara turun dan memasuki zona bertekanan tinggi, dikompresi oleh udara di sekitarnya, dan energi mekanik berubah menjadi energi panas. Oleh karena itu, udara mengalami pemanasan adiabatik, yang rata-rata 1°C untuk setiap 100 m penurunan.
Terkadang suhu udara meningkat seiring ketinggian. Fenomena ini disebut inversi. Alasan terjadinya hal ini bermacam-macam: radiasi dari Bumi di atas lapisan es, aliran udara hangat yang kuat di atas permukaan yang dingin.Pembalikan sangat umum terjadi di daerah pegunungan: udara dingin yang deras mengalir ke cekungan pegunungan dan mandek di sana, menggantikan udara yang lebih ringan. udara hangat ke atas.
Perubahan suhu udara harian dan tahunan mencerminkan keadaan termal permukaan. Di lapisan permukaan udara, maksimum harian ditetapkan pada 14-15 jam, dan minimum diamati setelah matahari terbit. Amplitudo harian terbesar terjadi di garis lintang subtropis (30°C), terkecil di garis lintang kutub (5°C). Variasi suhu tahunan bergantung pada garis lintang, sifat permukaan di bawahnya, ketinggian suatu tempat di atas permukaan laut, relief, dan jarak dari laut.
Pola geografis tertentu telah diidentifikasi dalam distribusi suhu tahunan di permukaan bumi.
1. Di kedua belahan bumi, suhu rata-rata menurun menuju kutub. Namun, ekuator termal - paralel hangat dengan suhu tahunan rata-rata 27 °C - terletak di Belahan Bumi Utara pada garis lintang sekitar 15-20 °. Hal ini dijelaskan oleh fakta bahwa daratan di sini menempati wilayah yang lebih luas daripada di ekuator geografis.
2. Dari garis khatulistiwa ke utara dan selatan, perubahan suhu tidak merata. Antara garis khatulistiwa dan garis lintang ke-25, suhu turun sangat lambat - kurang dari dua derajat untuk setiap sepuluh derajat garis lintang. Antara garis lintang 25° dan 80° di kedua belahan bumi, suhu menurun dengan sangat cepat. Di beberapa tempat penurunan ini melebihi 10°C. Lebih jauh ke arah kutub, laju penurunan suhu kembali menurun.
3. Suhu tahunan rata-rata di semua garis paralel di Belahan Bumi Selatan lebih kecil daripada suhu di garis sejajar di Belahan Bumi Utara. Suhu udara rata-rata di belahan bumi utara yang didominasi “daratan” adalah +8,6 °C pada bulan Januari, +22,4 °C pada bulan Juli; di belahan bumi "samudera" Selatan, suhu rata-rata pada bulan Juli adalah +11,3 °C, pada bulan Januari - +17,5 °C. Amplitudo fluktuasi suhu udara tahunan dua kali lebih besar di Belahan Bumi Utara dijelaskan oleh kekhasan distribusi daratan dan lautan pada garis lintang yang sesuai dan efek pendinginan kubah es megah Antartika terhadap iklim Belahan Bumi Selatan.
Karakteristik penting dari distribusi suhu udara di Bumi disediakan oleh peta isoterm. Dengan demikian, berdasarkan analisis sebaran isoterm bulan Juli di permukaan bumi, dapat dirumuskan kesimpulan utama sebagai berikut.
1. Di daerah ekstratropis di kedua belahan bumi, isoterm benua membelok ke utara relatif terhadap posisinya di jendela. Di belahan bumi utara, hal ini disebabkan oleh fakta bahwa daratan lebih panas daripada lautan, namun di belahan bumi selatan, hubungannya justru sebaliknya: saat ini daratan lebih dingin daripada lautan.
2. Di atas lautan, isoterm Juli mencerminkan pengaruh arus suhu udara dingin. Hal ini terutama terlihat di sepanjang pantai barat Amerika Utara dan Afrika, yang tersapu oleh arus laut California dan Canary yang dingin. Di Belahan Bumi Selatan, isoterm melengkung berlawanan arah dengan utara - juga di bawah pengaruh arus dingin.
3. Suhu rata-rata tertinggi pada bulan Juli diamati di gurun yang terletak di utara khatulistiwa. Saat ini cuaca sangat panas di California, Sahara, Arab, Iran, dan pedalaman Asia.
Sebaran isoterm Januari juga memiliki ciri khas tersendiri.
1. Lekukan isoterm di lautan di utara dan di daratan di selatan menjadi lebih menonjol dan kontras. Hal ini paling jelas terlihat di belahan bumi utara. Lengkungan isoterm yang kuat ke arah Kutub Utara mencerminkan peningkatan peran termal arus laut Arus Teluk di Samudera Atlantik dan Kuro-Sio di Samudera Pasifik.
2. Di daerah ekstratropis di kedua belahan bumi, isoterm di benua terlihat melengkung ke selatan. Hal ini dijelaskan oleh fakta bahwa di belahan bumi utara suhu daratan lebih dingin, dan di belahan bumi selatan lebih hangat daripada lautan.
3. Suhu rata-rata tertinggi pada bulan Januari terjadi di gurun zona tropis Belahan Bumi Selatan.
4. Daerah dengan pendinginan terbesar di planet ini pada bulan Januari, seperti pada bulan Juli, adalah Antartika dan Greenland.
Secara umum dapat dikatakan bahwa isoterm Belahan Bumi Selatan pada semua musim dalam setahun mempunyai pola serangan yang lebih linier (latitudinal). Tidak adanya anomali signifikan dalam perjalanan isoterm di sini dijelaskan oleh dominasi signifikan permukaan air di atas daratan. Analisis jalannya isoterm menunjukkan ketergantungan suhu yang erat tidak hanya pada jumlah radiasi matahari, tetapi juga pada redistribusi panas melalui arus laut dan udara.
Keseimbangan radiasi mewakili perbedaan antara masuk dan keluarnya energi radiasi yang diserap dan dipancarkan oleh permukaan bumi.
Kesetimbangan radiasi adalah jumlah aljabar fluks radiasi pada volume tertentu atau pada permukaan tertentu. Ketika berbicara tentang keseimbangan radiasi atmosfer atau sistem atmosfer bumi, yang paling sering mereka maksud adalah keseimbangan radiasi permukaan bumi, yang menentukan pertukaran panas di batas bawah atmosfer. Ini mewakili perbedaan antara total radiasi matahari yang diserap dan radiasi efektif permukaan bumi.
Keseimbangan radiasi adalah selisih antara masuk dan keluarnya energi radiasi yang diserap dan dipancarkan oleh permukaan bumi.
Keseimbangan radiasi merupakan faktor iklim yang paling penting, karena distribusi suhu di dalam tanah dan lapisan udara di sekitarnya sangat bergantung pada nilainya. Sifat fisik massa udara yang bergerak melintasi bumi, serta intensitas penguapan dan pencairan salju, bergantung padanya.
Distribusi nilai tahunan keseimbangan radiasi di permukaan bumi tidak sama: di garis lintang tropis nilai ini mencapai 100... 120 kkal/(cm2 tahun), dan maksimum (hingga 140 kkal /(cm2 tahun)) diamati di lepas pantai barat laut Australia ). Di daerah gurun dan gersang, nilai keseimbangan radiasi lebih rendah dibandingkan dengan daerah dengan kelembaban cukup dan berlebihan pada garis lintang yang sama. Hal ini disebabkan oleh peningkatan albedo dan peningkatan radiasi efektif akibat tingginya kekeringan udara dan rendahnya kekeruhan. Di garis lintang sedang, nilai keseimbangan radiasi dengan cepat menurun seiring bertambahnya garis lintang karena penurunan total radiasi.
Rata-rata, per tahun, jumlah keseimbangan radiasi di seluruh permukaan bumi adalah positif, kecuali wilayah dengan lapisan es permanen (Antartika, Greenland tengah, dll.).
Energi, diukur dengan keseimbangan radiasi, sebagian dikeluarkan untuk penguapan, sebagian ditransfer ke udara, dan, akhirnya, sejumlah energi masuk ke dalam tanah dan memanaskannya. Dengan demikian, total masukan dan keluaran panas untuk permukaan bumi, yang disebut keseimbangan panas, dapat direpresentasikan sebagai persamaan berikut:
Di sini B adalah keseimbangan radiasi, M adalah aliran panas antara permukaan bumi dan atmosfer, V adalah konsumsi panas untuk penguapan (atau pelepasan panas selama kondensasi), T adalah pertukaran panas antara permukaan tanah dan lapisan dalam.
Gambar 16 - Dampak radiasi matahari terhadap permukaan bumi
Rata-rata, dalam setahun, tanah mengeluarkan panas ke udara sebanyak yang diterimanya, oleh karena itu, dalam kesimpulan tahunan, pergantian panas di dalam tanah adalah nol. Panas yang hilang melalui penguapan didistribusikan secara tidak merata di permukaan bumi. Di lautan, energi tersebut bergantung pada jumlah energi matahari yang sampai ke permukaan laut, serta sifat arus laut. Arus hangat meningkatkan konsumsi panas untuk penguapan, sedangkan arus dingin menguranginya. Di benua, konsumsi panas untuk penguapan tidak hanya ditentukan oleh jumlah radiasi matahari, tetapi juga oleh cadangan kelembaban yang terkandung di dalam tanah. Ketika kelembaban berkurang, yang menyebabkan berkurangnya penguapan, konsumsi panas untuk penguapan berkurang. Oleh karena itu, di gurun dan semi-gurun jumlahnya berkurang secara signifikan.
Hampir satu-satunya sumber energi untuk semua proses fisik yang terjadi di atmosfer adalah radiasi matahari. Fitur utama dari rezim radiasi atmosfer adalah apa yang disebut. efek rumah kaca: atmosfer dengan lemah menyerap radiasi matahari gelombang pendek (sebagian besar mencapai permukaan bumi), tetapi menahan radiasi termal gelombang panjang (seluruhnya inframerah) dari permukaan bumi, yang secara signifikan mengurangi perpindahan panas bumi ke luar angkasa dan meningkatkan suhunya.
Radiasi matahari yang masuk ke atmosfer sebagian diserap di atmosfer terutama oleh uap air, karbon dioksida, ozon dan aerosol dan tersebar menjadi partikel aerosol dan fluktuasi kepadatan atmosfer. Karena penyebaran energi pancaran Matahari di atmosfer, tidak hanya radiasi matahari langsung yang teramati, namun juga radiasi hamburan; bersama-sama mereka membentuk radiasi total. Mencapai permukaan bumi, sebagian radiasi total dipantulkan darinya. Jumlah radiasi yang dipantulkan ditentukan oleh reflektifitas permukaan di bawahnya, yang disebut. albedo. Akibat radiasi yang diserap, permukaan bumi memanas dan menjadi sumber radiasi gelombang panjang yang diarahkan ke atmosfer. Pada gilirannya, atmosfer juga memancarkan radiasi gelombang panjang yang diarahkan ke permukaan bumi (yang disebut radiasi balik atmosfer) dan ke luar angkasa (yang disebut radiasi keluar). Pertukaran panas rasional antara permukaan bumi dan atmosfer ditentukan oleh radiasi efektif - perbedaan antara radiasi permukaan bumi sendiri dan radiasi balik atmosfer yang diserapnya. Selisih antara radiasi gelombang pendek yang diserap permukaan bumi dengan radiasi efektif disebut keseimbangan radiasi.
Transformasi energi radiasi matahari setelah diserap di permukaan bumi dan di atmosfer merupakan keseimbangan panas bumi. Sumber utama panas atmosfer adalah permukaan bumi, yang menyerap sebagian besar radiasi matahari. Karena penyerapan radiasi matahari di atmosfer lebih kecil daripada hilangnya panas dari atmosfer ke luar angkasa melalui radiasi gelombang panjang, maka konsumsi panas radiasi diisi ulang dengan masuknya panas ke atmosfer dari permukaan bumi dalam bentuk turbulen. pertukaran panas dan datangnya panas akibat kondensasi uap air di atmosfer. Karena jumlah total kondensasi di seluruh atmosfer sama dengan jumlah curah hujan, serta jumlah penguapan dari permukaan bumi, maka masuknya panas kondensasi ke atmosfer secara numerik sama dengan panas yang hilang selama penguapan di bumi. permukaan.
KESEIMBANGAN TERMAL PERMUKAAN BUMI
KESEIMBANGAN PANAS PERMUKAAN BUMI adalah jumlah aljabar aliran panas yang masuk dan keluar dari permukaan bumi. Dinyatakan dengan persamaan:
Di mana R- keseimbangan radiasi permukaan bumi; P- aliran panas turbulen antara permukaan bumi dan atmosfer; L.E.- konsumsi panas untuk penguapan; DI DALAM- aliran panas dari permukaan bumi ke kedalaman tanah atau air atau sebaliknya. Rasio komponen keseimbangan berubah seiring waktu tergantung pada sifat permukaan di bawahnya dan garis lintang geografis tempat tersebut. Sifat keseimbangan panas permukaan bumi dan tingkat energinya menentukan karakteristik dan intensitas sebagian besar proses eksogen. Data keseimbangan panas permukaan bumi memainkan peran penting dalam studi perubahan iklim, zonalitas geografis, dan rezim termal organisme.
Kamus ensiklopedis ekologi. - Chisinau: Kantor editorial utama Ensiklopedia Soviet Moldavia. aku. Dedu. 1989.
- RADIASI TERMAL
- KESEIMBANGAN PANAS SISTEM SUASANA BUMI
Lihat apa itu "SALDO PANAS PERMUKAAN BUMI" di kamus lain:
keseimbangan panas permukaan bumi- Jumlah aljabar aliran panas yang datang ke permukaan bumi dan dipancarkan olehnya... Kamus Geografi
Keseimbangan termal bumi, perbandingan energi yang masuk dan keluar (radian dan termal) di permukaan bumi, di atmosfer, dan dalam sistem atmosfer bumi. Sumber energi utama bagi sebagian besar aktivitas fisik, kimia, dan biologi... ...
KESEIMBANGAN PANAS- permukaan bumi adalah jumlah aljabar aliran panas yang masuk dan keluar dari permukaan bumi. Dinyatakan dengan persamaan: R + P + LE + B=0, dimana R adalah keseimbangan radiasi permukaan bumi; P aliran panas turbulen antara bumi... ... Kamus ekologi
I Keseimbangan panas adalah perbandingan pendapatan dan konsumsi (yang digunakan dan hilang) panas dalam berbagai proses termal (Lihat Proses termal). Dalam teknologi T. b. digunakan untuk menganalisis proses termal yang terjadi dalam uap... Ensiklopedia Besar Soviet
Kamus Ensiklopedis Besar
Perbandingan pendapatan dan konsumsi energi panas dalam analisis proses termal. Ini disusun baik dalam studi proses alam (keseimbangan panas atmosfer, lautan, permukaan bumi dan bumi secara keseluruhan, dll.), dan dalam teknologi di berbagai ... kamus ensiklopedis
Perbandingan pendapatan dan konsumsi energi panas dalam analisis proses termal. Ini disusun baik dalam studi proses alam (atmosfer T.B., lautan, permukaan bumi dan bumi secara keseluruhan, dll.), dan dalam teknologi dalam berbagai cara. perangkat termal... ... Ilmu pengetahuan Alam. kamus ensiklopedis
- (Saldo Perancis, dari penyeimbang hingga unduhan). 1) keseimbangan. 2) dalam akuntansi, menyeimbangkan rekening jumlah masuk dan keluar untuk memperjelas keadaan. 3) hasil perbandingan perdagangan impor dan ekspor suatu negara. Kamus kata-kata asing termasuk... Kamus kata-kata asing dari bahasa Rusia
Atmosfer dan permukaan di bawahnya, jumlah aliran masuk dan keluar energi radiasi yang diserap dan dipancarkan oleh atmosfer dan permukaan di bawahnya (Lihat Permukaan di bawahnya). Untuk suasana R. b. terdiri dari bagian masuk yang diserap... ... Ensiklopedia Besar Soviet
Bumi (dari kata dasar bumi Slavia, bawah), planet ketiga berurutan dari Matahari di Tata Surya, tanda astronomi Å atau, ♀. I. Pendahuluan Bumi menempati urutan kelima dalam ukuran dan massa di antara planet-planet besar, tetapi di antara yang disebut planet. kelompok terestrial, di... ... Ensiklopedia Besar Soviet
Pertama-tama mari kita membahas kondisi termal permukaan bumi dan lapisan paling atas tanah serta waduk. Hal ini diperlukan karena lapisan bawah atmosfer dipanaskan dan didinginkan sebagian besar melalui pertukaran panas radiasi dan non-radiasi dengan lapisan atas tanah dan air. Oleh karena itu, perubahan suhu di lapisan bawah atmosfer terutama ditentukan oleh perubahan suhu permukaan bumi dan mengikuti perubahan tersebut.
Permukaan bumi, yaitu permukaan tanah atau air (serta tumbuhan, salju, dan lapisan es), terus menerus menerima dan melepaskan panas dengan berbagai cara. Melalui permukaan bumi, panas dipindahkan ke atas ke atmosfer dan ke bawah ke dalam tanah atau air.
Pertama, radiasi total dan radiasi balik dari atmosfer sampai ke permukaan bumi. Mereka kurang lebih diserap oleh permukaan, yaitu memanaskan lapisan atas tanah dan air. Pada saat yang sama, permukaan bumi memancarkan radiasinya sendiri dan pada saat yang sama kehilangan panas.
Kedua, panas masuk ke permukaan bumi dari atas, dari atmosfer, melalui konduksi termal. Dengan cara yang sama, panas berpindah dari permukaan bumi ke atmosfer. Melalui konduksi termal, panas juga berpindah dari permukaan bumi ke dalam tanah dan air, atau sampai ke permukaan bumi dari kedalaman tanah dan air.
Ketiga, permukaan bumi menerima panas ketika uap air dari udara mengembun di atasnya atau sebaliknya kehilangan panas ketika air menguap darinya. Dalam kasus pertama, panas laten dilepaskan, dalam kasus kedua, panas berpindah ke keadaan laten.
Pada waktu tertentu, jumlah panas yang keluar dari permukaan bumi ke atas dan ke bawah sama dengan jumlah panas yang diterima dari atas dan bawah selama waktu tersebut. Jika tidak, maka hukum kekekalan energi tidak akan terpenuhi: kita harus berasumsi bahwa energi muncul atau hilang di permukaan bumi. Namun, ada kemungkinan bahwa, misalnya, lebih banyak panas yang naik ke atas daripada yang datang dari atas; dalam hal ini perpindahan panas berlebih harus ditutupi dengan masuknya panas ke permukaan dari kedalaman tanah atau air.
Jadi, jumlah aljabar seluruh aliran panas yang masuk dan keluar di permukaan bumi harus sama dengan nol. Hal ini dinyatakan dengan persamaan keseimbangan panas permukaan bumi.
Untuk menulis persamaan ini, pertama-tama kita menggabungkan radiasi yang diserap dan radiasi efektif ke dalam keseimbangan radiasi.
Mari kita nyatakan masuknya panas dari udara atau pelepasannya ke udara dengan konduktivitas termal sebagai P. Perolehan atau konsumsi yang sama melalui pertukaran panas dengan lapisan tanah atau air yang lebih dalam disebut A. Hilangnya panas selama penguapan atau penguapannya. kedatangan selama kondensasi di permukaan bumi akan dilambangkan dengan LE, dimana L adalah panas spesifik penguapan dan E adalah massa air yang menguap atau terkondensasi.
Dapat juga dikatakan bahwa arti dari persamaan tersebut adalah keseimbangan radiasi di permukaan bumi diimbangi oleh perpindahan panas non-radiasi (Gbr. 5.1).
Persamaan (1) berlaku untuk periode waktu apa pun, termasuk periode tahun jamak.
Fakta bahwa keseimbangan panas permukaan bumi adalah nol tidak berarti bahwa suhu permukaan tidak berubah. Ketika perpindahan panas diarahkan ke bawah, panas yang datang ke permukaan dari atas dan masuk jauh darinya, sebagian besar tetap berada di lapisan paling atas tanah atau air (yang disebut lapisan aktif). Suhu lapisan ini, dan juga suhu permukaan bumi, meningkat. Sebaliknya, ketika panas dipindahkan melalui permukaan bumi dari bawah ke atas, ke atmosfer, panas terutama keluar dari lapisan aktif, akibatnya suhu permukaan turun.
Dari hari ke hari dan dari tahun ke tahun, suhu rata-rata lapisan aktif dan permukaan bumi di suatu tempat tidak banyak berubah. Ini berarti bahwa pada siang hari jumlah panas yang masuk jauh ke dalam tanah atau air hampir sama banyaknya dengan panas yang keluar pada malam hari. Namun tetap saja, selama musim panas, panas yang turun ke bawah lebih banyak dibandingkan yang datang dari bawah. Oleh karena itu, lapisan tanah dan air, dan permukaannya, memanas dari hari ke hari. Di musim dingin, proses sebaliknya terjadi. Perubahan musiman dalam aliran dan aliran panas di dalam tanah dan air hampir seimbang sepanjang tahun, dan suhu rata-rata tahunan permukaan bumi dan lapisan aktif tidak banyak berubah dari tahun ke tahun.
Keseimbangan termal bumi- perbandingan energi masuk dan keluar (radiasi dan panas) di permukaan bumi, di atmosfer, dan di sistem atmosfer bumi. Sumber energi utama untuk sebagian besar proses fisik, kimia, dan biologi di atmosfer, hidrosfer, dan lapisan atas litosfer adalah radiasi matahari, oleh karena itu distribusi dan rasio komponen keseimbangan panas menjadi ciri transformasinya dalam hal ini. kerang.
Keseimbangan panas merupakan rumusan khusus dari hukum kekekalan energi dan disusun untuk suatu bagian permukaan bumi (keseimbangan panas permukaan bumi); untuk kolom vertikal yang melewati atmosfer (keseimbangan panas atmosfer); untuk kolom yang sama melewati atmosfer dan lapisan atas litosfer atau hidrosfer (keseimbangan panas sistem bumi-atmosfer).
Persamaan keseimbangan panas permukaan bumi:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
mewakili jumlah aljabar aliran energi antara suatu elemen permukaan bumi dan ruang di sekitarnya. Dalam rumus ini:
R - keseimbangan radiasi, perbedaan antara radiasi matahari gelombang pendek yang diserap dan radiasi efektif gelombang panjang dari permukaan bumi.
P adalah aliran panas yang timbul antara permukaan di bawahnya dan atmosfer;
F0 - aliran panas diamati antara permukaan bumi dan lapisan dalam litosfer atau hidrosfer;
LE - konsumsi panas untuk penguapan, yang didefinisikan sebagai produk massa air yang diuapkan E dan panas penguapan L keseimbangan panas
Fluks ini termasuk Keseimbangan radiasi (atau radiasi sisa) R - perbedaan antara radiasi matahari gelombang pendek yang diserap dan radiasi efektif gelombang panjang dari permukaan bumi. Nilai positif atau negatif dari keseimbangan radiasi dikompensasi oleh beberapa aliran panas. Karena suhu permukaan bumi biasanya tidak sama dengan suhu udara, aliran panas P terjadi antara permukaan di bawahnya dan atmosfer. Aliran panas serupa F0 diamati antara permukaan bumi dan lapisan litosfer atau hidrosfer yang lebih dalam. Dalam hal ini, aliran panas di dalam tanah ditentukan oleh konduktivitas termal molekuler, sedangkan di reservoir, pertukaran panas biasanya kurang lebih bersifat turbulen. Aliran panas F0 antara permukaan reservoir dan lapisan terdalamnya secara numerik sama dengan perubahan kandungan panas reservoir selama selang waktu tertentu dan perpindahan panas melalui arus di dalam reservoir. Yang sangat penting dalam keseimbangan panas permukaan bumi biasanya adalah konsumsi panas untuk penguapan LE, yang didefinisikan sebagai produk massa air yang diuapkan E dan panas penguapan L. Nilai LE bergantung pada kelembaban air. permukaan bumi, suhunya, kelembaban udara dan intensitas pertukaran panas turbulen di lapisan permukaan udara, yang menentukan laju perpindahan uap air dari permukaan bumi ke atmosfer.
Persamaan keseimbangan panas atmosfer berbentuk:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
dimana ΔW adalah besarnya perubahan kandungan panas di dalam dinding vertikal kolom atmosfer.
Keseimbangan termal atmosfer terdiri dari keseimbangan radiasi Ra; panas masuk atau keluar Lr selama transformasi fase air di atmosfer (g - total curah hujan); masuk atau keluarnya panas P akibat turbulensi pertukaran panas atmosfer dengan permukaan bumi; kedatangan atau hilangnya panas Fa yang disebabkan oleh pertukaran panas melalui dinding vertikal kolom, yang berhubungan dengan pergerakan atmosfer yang teratur dan turbulensi makro. Selain itu, persamaan keseimbangan panas atmosfer mencakup istilah ΔW, yang sama dengan perubahan kandungan panas di dalam kolom.
Persamaan keseimbangan panas sistem atmosfer bumi sesuai dengan jumlah aljabar suku-suku persamaan keseimbangan panas permukaan bumi dan atmosfer. Komponen keseimbangan panas permukaan bumi dan atmosfer untuk berbagai wilayah di dunia ditentukan oleh pengamatan meteorologi (di stasiun aktinometri, di stasiun keseimbangan panas khusus, pada satelit meteorologi bumi) atau dengan perhitungan klimatologi.
Nilai rata-rata garis lintang komponen neraca panas permukaan bumi untuk lautan, daratan dan bumi serta neraca panas atmosfer disajikan dalam tabel, dimana nilai anggota neraca panas dianggap positif. jika sesuai dengan datangnya panas. Karena tabel-tabel ini mengacu pada kondisi rata-rata tahunan, tabel-tabel ini tidak menyertakan istilah-istilah yang mencirikan perubahan kandungan panas atmosfer dan lapisan atas litosfer, karena untuk kondisi-kondisi ini mendekati nol.
Untuk Bumi sebagai planet, bersama dengan atmosfer, diagram keseimbangan panas disajikan pada Gambar. Satuan luas permukaan batas luar atmosfer menerima fluks radiasi matahari rata-rata sekitar 250 kkal/cm2 per tahun, dimana sekitar 1/3nya dipantulkan ke luar angkasa, dan 167 kkal/cm2 per tahun diserap oleh Bumi
Pertukaran panas proses perpindahan panas spontan yang tidak dapat diubah di ruang angkasa, yang disebabkan oleh medan suhu yang tidak seragam. Secara umum, perpindahan panas juga dapat disebabkan oleh ketidakhomogenan medan besaran fisis lainnya, misalnya perbedaan konsentrasi (efek termal difusi). Ada tiga jenis perpindahan panas: konduktivitas termal, konveksi, dan perpindahan panas radiasi (dalam praktiknya, perpindahan panas biasanya dilakukan oleh ketiga jenis tersebut sekaligus). Pertukaran panas menentukan atau menyertai banyak proses di alam (misalnya, jalannya evolusi bintang dan planet, proses meteorologi di permukaan bumi, dll). dalam teknologi dan kehidupan sehari-hari. Dalam banyak kasus, misalnya, ketika mempelajari proses pengeringan, pendinginan evaporatif, difusi, perpindahan panas dianggap bersamaan dengan perpindahan massa. Pertukaran panas antara dua cairan pendingin melalui dinding padat yang memisahkannya atau melalui antarmuka di antara keduanya disebut perpindahan panas.
Konduktivitas termal salah satu jenis perpindahan panas (energi pergerakan termal mikropartikel) dari bagian tubuh yang lebih panas ke bagian tubuh yang kurang panas, yang menyebabkan pemerataan suhu. Dengan konduksi termal, perpindahan energi dalam suatu benda terjadi sebagai akibat perpindahan energi langsung dari partikel (molekul, atom, elektron) yang berenergi lebih tinggi ke partikel yang berenergi lebih rendah. Jika perubahan relatif suhu konduktivitas termal pada jarak rata-rata jalur bebas partikel l kecil, maka hukum dasar konduktivitas termal (hukum Fourier) terpenuhi: kerapatan fluks panas q sebanding dengan gradien suhu grad T , yaitu (17)
di mana λ adalah koefisien konduktivitas termal, atau sekadar konduktivitas termal, tidak bergantung pada derajat T [λ bergantung pada keadaan agregasi suatu zat (lihat tabel), struktur atom-molekulnya, suhu dan tekanan, komposisi (dalam kasus campuran atau larutan).
Tanda minus di sebelah kanan persamaan menunjukkan bahwa arah aliran panas dan gradien suhu saling berlawanan.
Perbandingan nilai Q dengan luas penampang F disebut fluks panas spesifik atau beban panas dan dilambangkan dengan huruf q.
(18)
Nilai koefisien konduktivitas termal λ untuk beberapa gas, cairan dan padatan pada tekanan atmosfer 760 mm Hg dipilih dari tabel.
Perpindahan panas. Pertukaran panas antara dua cairan pendingin melalui dinding kokoh yang memisahkannya atau melalui antarmuka di antara keduanya. Perpindahan panas meliputi perpindahan panas dari fluida yang lebih panas ke dinding, perpindahan panas dalam dinding, perpindahan panas dari dinding ke media bergerak yang lebih dingin. Intensitas perpindahan panas selama perpindahan panas dicirikan oleh koefisien perpindahan panas k, yang secara numerik sama dengan jumlah panas yang dipindahkan melalui satuan permukaan dinding per satuan waktu dengan perbedaan suhu antara cairan sebesar 1 K; dimensi k - W/(m2․K) [kkal/m2․°С)]. Nilai R, kebalikan dari koefisien perpindahan panas, disebut tahanan termal total perpindahan panas. Misalnya, R dari dinding satu lapis
,
dimana α1 dan α2 adalah koefisien perpindahan panas dari cairan panas ke permukaan dinding dan dari permukaan dinding ke cairan dingin; δ - ketebalan dinding; λ - koefisien konduktivitas termal. Dalam kebanyakan kasus yang ditemui dalam praktik, koefisien perpindahan panas ditentukan secara eksperimental. Dalam hal ini hasil yang diperoleh diolah dengan menggunakan metode yang mirip dengan teori
Perpindahan panas radiasi - Perpindahan panas radiasi terjadi sebagai akibat dari proses pengubahan energi dalam suatu zat menjadi energi radiasi, perpindahan energi radiasi dan penyerapannya oleh zat tersebut. Jalannya proses perpindahan panas radiasi ditentukan oleh posisi relatif dalam ruang benda-benda yang bertukar panas dan sifat-sifat medium yang memisahkan benda-benda tersebut. Perbedaan yang signifikan antara perpindahan panas radiasi dan jenis perpindahan panas lainnya (konduksi panas, perpindahan panas konvektif) adalah bahwa hal ini dapat terjadi tanpa adanya media material yang memisahkan permukaan perpindahan panas, karena hal ini terjadi sebagai akibat dari perambatan elektromagnetik. radiasi.
Energi radiasi yang jatuh dalam proses pertukaran panas radiasi ke permukaan benda buram dan ditandai dengan nilai fluks radiasi datang Qpad sebagian diserap oleh benda dan sebagian dipantulkan dari permukaannya (lihat gambar).
Fluks radiasi yang diserap Qabs ditentukan oleh hubungan:
Qabs = Sebuah Qpad, (20)
dimana A adalah kapasitas penyerapan tubuh. Karena faktanya untuk bodi buram
Qpad = Qab + Qotp, (21)
dimana Qotr adalah fluks radiasi yang dipantulkan dari permukaan benda, nilai terakhir ini sama dengan:
Qotr = (1 - A) Qpad, (22)
dimana 1 - A = R adalah reflektifitas benda. Jika absorptivitas suatu benda adalah 1 dan oleh karena itu reflektifitasnya adalah 0, artinya benda tersebut menyerap semua energi yang terjadi padanya, maka benda tersebut disebut benda hitam mutlak.Setiap benda yang suhunya berbeda dari nol mutlak akan memancarkan energi karena untuk memanaskan tubuh. Radiasi ini disebut radiasi tubuh sendiri dan dicirikan oleh fluks radiasi Qumumnya sendiri. Radiasi intrinsik per satuan luas permukaan suatu benda disebut kerapatan fluks radiasi intrinsik, atau emisivitas suatu benda. Yang terakhir, sesuai dengan hukum radiasi Stefan-Boltzmann, sebanding dengan suhu tubuh pangkat empat. Perbandingan emisivitas suatu benda dengan emisivitas benda yang benar-benar hitam pada suhu yang sama disebut derajat emisivitas. Untuk semua benda, derajat kegelapannya kurang dari 1. Jika untuk suatu benda tidak bergantung pada panjang gelombang radiasi, maka benda tersebut disebut abu-abu. Sifat distribusi energi radiasi benda abu-abu pada panjang gelombang sama dengan sifat benda hitam mutlak, yaitu dijelaskan oleh hukum radiasi Planck. Derajat kehitaman suatu benda abu-abu sama dengan kapasitas penyerapannya.
Permukaan benda mana pun yang termasuk dalam sistem memancarkan fluks radiasi pantulan Qotр dan radiasinya sendiri Qcob; jumlah total energi yang meninggalkan permukaan benda disebut fluks radiasi efektif Qeff dan ditentukan oleh hubungan:
Qeff = Qotr + Qcob. (23)
Sebagian energi yang diserap suatu benda kembali ke sistem dalam bentuk radiasinya sendiri, sehingga hasil perpindahan panas radiasi dapat direpresentasikan sebagai selisih antara fluks radiasi sendiri dan radiasi yang diserap. Besarnya
Qpez = Qcob - Qabl (24)
disebut fluks radiasi yang dihasilkan dan menunjukkan berapa banyak energi yang diterima atau hilang suatu benda per satuan waktu sebagai akibat perpindahan panas radiasi. Fluks radiasi yang dihasilkan juga dapat dinyatakan dalam bentuk
Qpez = Qeff - Qpad, (25)
yaitu selisih antara total pengeluaran dan total kedatangan energi pancaran pada permukaan tubuh. Oleh karena itu, mengingat hal itu
Qpad = (Qcob - Qpe) / SEBUAH, (26)
kita memperoleh ekspresi yang banyak digunakan dalam perhitungan perpindahan panas radiasi:
Tugas menghitung perpindahan panas radiasi, sebagai suatu peraturan, adalah menemukan fluks radiasi yang dihasilkan pada semua permukaan yang termasuk dalam sistem tertentu, jika suhu dan karakteristik optik dari semua permukaan ini diketahui. Untuk mengatasi masalah ini, selain hubungan terakhir, perlu diperjelas hubungan antara fluks Qpad pada suatu permukaan tertentu dan fluks Qeff pada semua permukaan yang termasuk dalam sistem perpindahan panas radiasi. Untuk menemukan hubungan ini, digunakan konsep koefisien radiasi sudut rata-rata, yang menunjukkan berapa fraksi radiasi hemisferis (yaitu, dipancarkan ke segala arah dalam belahan bumi) dari permukaan tertentu yang termasuk dalam sistem pertukaran panas radiasi yang jatuh pada permukaan ini. Jadi, fluks Qpad pada setiap permukaan yang termasuk dalam sistem perpindahan panas radiasi ditentukan sebagai jumlah produk Qeff semua permukaan (termasuk permukaan ini, jika cekung) dan koefisien radiasi sudut yang sesuai.
Perpindahan panas radiasi memainkan peran penting dalam proses perpindahan panas yang terjadi pada suhu sekitar 1000 °C ke atas. Ini banyak digunakan di berbagai bidang teknologi: metalurgi, teknik tenaga panas, energi nuklir, teknologi roket, teknologi kimia, teknologi pengeringan, teknologi surya.
Dengan menyerap energi pancaran Matahari, Bumi sendiri menjadi sumber radiasi. Namun radiasi Matahari dan radiasi Bumi berbeda nyata. Radiasi langsung, hamburan, dan pantulan Matahari memiliki panjang gelombang berkisar antara 0,17 hingga 2-4 mk, dan dipanggil gelombang pendek radiasi. Permukaan bumi yang dipanaskan, sesuai dengan suhunya, memancarkan radiasi terutama pada rentang panjang gelombang 2-4 hingga 40 mk dan dipanggil gelombang panjang. Secara umum, baik radiasi dari Matahari maupun radiasi dari Bumi memiliki gelombang dengan semua panjang gelombang. Namun sebagian besar energinya (99,9%) terletak pada rentang panjang gelombang yang ditentukan. Perbedaan panjang gelombang radiasi Matahari dan Bumi berperan besar dalam rezim termal permukaan bumi.
Jadi, ketika dipanaskan oleh sinar matahari, planet kita sendiri menjadi sumber radiasi. Gelombang panjang, atau panas, sinar yang dipancarkan oleh permukaan bumi, diarahkan dari bawah ke atas, tergantung pada panjang gelombangnya, melewati atmosfer tanpa hambatan atau tertunda olehnya. Telah ditetapkan bahwa radiasi gelombang dengan panjang 9-12 mk bebas masuk ke ruang antarbintang, akibatnya permukaan bumi kehilangan sebagian panasnya.
Untuk mengatasi masalah keseimbangan termal permukaan dan atmosfer bumi, perlu ditentukan berapa banyak energi matahari yang masuk ke berbagai wilayah di bumi dan berapa banyak energi yang diubah menjadi jenis lain.
Upaya menghitung jumlah energi matahari yang masuk ke permukaan bumi sedang dilakukan XIXabad, setelah instrumen aktinometri pertama diciptakan. Namun baru pada tahun 40an XXabad ini, perkembangan luas masalah mempelajari keseimbangan panas dimulai. Hal ini difasilitasi oleh meluasnya perkembangan jaringan stasiun aktinometri pada tahun-tahun pascaperang, terutama selama persiapan Tahun Geofisika Internasional. Di Uni Soviet saja, jumlah stasiun aktinometri mencapai 200 pada awal IGY. Pada saat yang sama, volume pengamatan di stasiun-stasiun ini meningkat secara signifikan. Selain mengukur radiasi gelombang pendek Matahari, keseimbangan radiasi permukaan bumi juga ditentukan, yaitu selisih antara radiasi gelombang pendek yang diserap dan radiasi efektif gelombang panjang dari permukaan di bawahnya. Di sejumlah stasiun aktinometri, dilakukan pengamatan suhu dan kelembaban udara pada ketinggian. Hal ini memungkinkan untuk menghitung biaya panas untuk penguapan dan perpindahan panas turbulen.
Selain pengamatan aktinometri sistematis yang dilakukan di jaringan stasiun aktinometri berbasis darat menurut jenis program yang sama, dalam beberapa tahun terakhir pekerjaan eksperimental telah dilakukan untuk mempelajari fluks radiasi di atmosfer bebas. Untuk itu dilakukan pengukuran sistematis keseimbangan radiasi gelombang panjang pada berbagai ketinggian di troposfer di sejumlah stasiun dengan menggunakan radiosonde khusus. Pengamatan ini, serta data fluks radiasi di atmosfer bebas yang diperoleh dengan menggunakan balon bebas, pesawat terbang, roket geofisika, dan satelit Bumi buatan, memungkinkan untuk mempelajari rezim komponen keseimbangan panas.
Menggunakan bahan-bahan dari studi eksperimental dan banyak menggunakan metode perhitungan, karyawan Observatorium Geofisika Utama dinamai demikian. A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya. Vinnikov dan lain-lain di bawah kepemimpinan M. I. Budyko pada awal tahun 50-an untuk pertama kalinya serangkaian peta komponen keseimbangan panas dibuat untuk seluruh dunia. Rangkaian peta ini pertama kali diterbitkan pada tahun 1955. Atlas yang diterbitkan berisi peta distribusi total radiasi matahari, keseimbangan radiasi, kehilangan panas selama penguapan, dan perpindahan panas turbulen rata-rata setiap bulan dan tahun. Pada tahun-tahun berikutnya, sehubungan dengan diterimanya data baru, khususnya untuk periode IGY, data komponen neraca panas diklarifikasi dan dibuat serangkaian peta baru yang diterbitkan pada tahun 1963.
Keseimbangan panas permukaan bumi dan atmosfer, dengan memperhitungkan masuknya dan pelepasan panas untuk sistem atmosfer bumi, mencerminkan hukum kekekalan energi. Untuk menyusun persamaan keseimbangan panas atmosfer bumi, kita harus memperhitungkan semua panas - yang diterima dan dikonsumsi - di satu sisi, oleh seluruh bumi bersama dengan atmosfer, dan di sisi lain, oleh permukaan bumi yang mendasarinya ( bersama dengan hidrosfer dan litosfer) dan atmosfer. Menyerap energi radiasi Matahari, permukaan bumi kehilangan sebagian energinya melalui radiasi. Sisanya dihabiskan untuk memanaskan permukaan ini dan lapisan bawah atmosfer, serta untuk penguapan. Pemanasan permukaan di bawahnya disertai dengan perpindahan panas ke dalam tanah, dan jika tanah basah, maka panas juga hilang untuk penguapan kelembaban tanah.
Dengan demikian, keseimbangan panas bumi secara keseluruhan terdiri dari empat komponen.
Keseimbangan radiasi ( R). Hal ini ditentukan oleh perbedaan antara jumlah radiasi gelombang pendek yang diserap dari Matahari dan radiasi efektif gelombang panjang.
Pertukaran panas dalam tanah, mencirikan proses perpindahan panas antara permukaan dan lapisan tanah yang lebih dalam (A). Pertukaran panas ini bergantung pada kapasitas panas dan konduktivitas termal tanah.
Pertukaran panas turbulen antara permukaan bumi dan suasana (R). Hal ini ditentukan oleh jumlah panas yang diterima atau dilepaskan oleh permukaan di bawahnya ke atmosfer, bergantung pada hubungan antara suhu permukaan di bawahnya dan atmosfer.
Panas dihabiskan untuk penguapan( L.E.). Hal ini ditentukan oleh produk dari panas laten penguapan ( L) untuk penguapan (E).
Komponen-komponen keseimbangan panas ini saling berhubungan melalui hubungan berikut:
R= A+ P+ L.E.
Perhitungan komponen keseimbangan panas memungkinkan untuk menentukan bagaimana energi matahari yang masuk diubah di permukaan bumi dan di atmosfer. Di lintang menengah dan tinggi, masuknya radiasi matahari positif pada musim panas dan negatif pada musim dingin. Menurut perhitungan di selatan 39° LU. w. Keseimbangan energi pancaran adalah positif sepanjang tahun. Pada garis lintang sekitar 50° di wilayah Eropa Uni Soviet, keseimbangannya positif dari bulan Maret hingga November dan negatif selama tiga bulan musim dingin. Pada garis lintang 80°, keseimbangan radiasi positif hanya diamati pada periode Mei - Agustus.
Sesuai dengan perhitungan keseimbangan panas bumi, total radiasi matahari yang diserap permukaan bumi secara keseluruhan adalah 43% dari radiasi matahari yang sampai di batas luar atmosfer. Radiasi efektif dari permukaan bumi sama dengan 15% dari nilai ini, keseimbangan radiasi - 28%, kehilangan panas karena penguapan - 23% dan perpindahan panas turbulen - 5%.
Sekarang mari kita perhatikan beberapa hasil penghitungan komponen keseimbangan panas untuk sistem atmosfer bumi. Berikut adalah empat peta: total radiasi per tahun, keseimbangan radiasi, konsumsi panas untuk penguapan dan konsumsi panas untuk memanaskan udara melalui pertukaran panas turbulen, yang dipinjam dari Atlas Keseimbangan Panas Dunia (diedit oleh M. I. Budyko). Dari peta yang ditunjukkan pada Gambar 10, nilai total radiasi tahunan tertinggi terjadi di zona kering Bumi. Khususnya di gurun Sahara dan Arab, total radiasi per tahun melebihi 200 kkal/cm 2, dan di garis lintang tinggi di kedua belahan bumi tidak melebihi 60-80kkal/cm2.
Gambar 11 menunjukkan peta keseimbangan radiasi. Sangat mudah untuk melihat bahwa di lintang tinggi dan menengah keseimbangan radiasi meningkat ke arah lintang rendah, yang berhubungan dengan peningkatan total dan radiasi yang diserap. Menarik untuk dicatat bahwa, berbeda dengan isoline radiasi total, isoline keseimbangan radiasi terganggu ketika berpindah dari lautan ke benua, hal ini disebabkan oleh perbedaan albedo dan radiasi efektif. Yang terakhir ini lebih kecil dari permukaan air, sehingga keseimbangan radiasi lautan melebihi keseimbangan radiasi benua.
Jumlah tahunan terkecil (sekitar 60 kkal/cm 2) karakteristik daerah yang didominasi kekeruhan, serta di daerah kering, yang nilai albedo dan radiasi efektifnya tinggi mengurangi keseimbangan radiasi. Jumlah keseimbangan radiasi tahunan terbesar (80-90 kkal/cm 2) khas untuk hutan tropis dan sabana dengan tingkat kekeruhan rendah, tetapi relatif lembab, di mana masuknya radiasi, meskipun signifikan, lebih besar, tetapi albedo dan radiasi efektif lebih besar daripada di daerah gurun di Bumi.
Distribusi nilai evaporasi tahunan disajikan pada Gambar 12. Konsumsi panas untuk evaporasi sama dengan hasil kali nilai evaporasi dan panas laten evaporasi (LE), ditentukan terutama oleh jumlah penguapan, karena panas laten penguapan dalam kondisi alami bervariasi dalam batas kecil dan rata-rata sama dengan 600 kotoran per gram air menguap.
Sebagai berikut dari gambar di atas, penguapan dari daratan terutama bergantung pada cadangan panas dan kelembapan. Oleh karena itu, jumlah penguapan tahunan maksimum dari permukaan tanah (hingga 1000 mm) terjadi di garis lintang tropis, dimana suhunya signifikan
sumber daya dikombinasikan dengan hidrasi yang lebih besar. Namun, lautan adalah sumber penguapan yang paling penting. Nilai maksimumnya di sini mencapai 2500-3000 mm. Dalam hal ini, penguapan terbesar terjadi di daerah dengan suhu permukaan air yang relatif tinggi, khususnya di zona arus hangat (Gulf Stream, Kuro-Sivo, dll). Sebaliknya, pada zona arus dingin nilai penguapannya kecil. Di garis lintang tengah terdapat siklus penguapan tahunan. Selain itu, berbeda dengan daratan, penguapan maksimum di lautan terjadi pada musim dingin, ketika gradien vertikal besar kelembapan udara dikombinasikan dengan peningkatan kecepatan angin.
Pertukaran panas turbulen antara permukaan di bawahnya dan atmosfer bergantung pada radiasi dan kondisi kelembapan. Oleh karena itu, perpindahan panas turbulen terbesar terjadi di wilayah daratan di mana aliran radiasi dalam jumlah besar dikombinasikan dengan udara kering. Seperti dapat dilihat dari peta nilai tahunan pertukaran panas turbulen (Gbr. 13), ini adalah zona gurun yang nilainya mencapai 60 kkal/cm2. Besarnya pertukaran panas turbulen kecil di garis lintang tinggi di kedua belahan bumi, serta di lautan. Nilai tahunan maksimum dapat ditemukan di zona arus laut hangat (lebih dari 30 kkal/cm 2 tahun), di mana perbedaan suhu yang besar tercipta antara air dan udara. Oleh karena itu, perpindahan panas terbesar dari lautan terjadi pada musim dingin.
Keseimbangan termal atmosfer ditentukan oleh penyerapan radiasi gelombang pendek dan sel darah dari Matahari, radiasi gelombang panjang, pertukaran panas radiasi dan turbulen, adveksi panas, proses adiabatik, dll. Data kedatangan dan konsumsi panas matahari digunakan oleh ahli meteorologi untuk menjelaskan sirkulasi kompleks atmosfer dan hidrosfer, sirkulasi panas dan kelembaban serta banyak proses dan fenomena lain yang terjadi di lapisan udara dan air bumi.
- Sumber-
Poghosyan, Kh.P. Suasana Bumi / H.P. Poghosyan [dan lainnya]. – M.: Pendidikan, 1970.- 318 hal.
Tampilan Postingan: 1.223
