Keseimbangan termal permukaan bumi dan sistem troposfer bumi. Keseimbangan radiasi dan panas Lihat apa yang dimaksud dengan “keseimbangan panas permukaan bumi” di kamus lain
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.
Untuk 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 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.
Konsep medan termobarik bumi
Fluktuasi musiman dalam keseimbangan radiasi
Fluktuasi musiman dalam rezim radiasi bumi umumnya berhubungan dengan perubahan iradiasi belahan bumi utara dan selatan selama revolusi tahunan Bumi mengelilingi Matahari.
Di zona khatulistiwa Tidak ada fluktuasi musiman panas matahari: pada bulan Desember dan Juli, keseimbangan radiasi adalah 6-8 kkal/cm2 di darat dan 10-12 kkal/cm2 di laut per bulan.
Di zona tropis Fluktuasi musiman sudah cukup jelas terlihat. Di Belahan Bumi Utara - Afrika Utara, Asia Selatan dan Amerika Tengah - pada bulan Desember keseimbangan radiasi adalah 2-4 kkal/cm2, dan pada bulan Juni 6-8 kkal/cm2 per bulan. Gambaran yang sama terlihat di Belahan Bumi Selatan: keseimbangan radiasi lebih tinggi pada bulan Desember (musim panas), lebih rendah pada bulan Juni (musim dingin).
Di seluruh zona beriklim sedang pada bulan Desember, di utara daerah subtropis (garis keseimbangan nol melewati Prancis, Asia Tengah, dan pulau Hokkaido), keseimbangannya negatif. Pada bulan Juni, bahkan di dekat Lingkaran Arktik, keseimbangan radiasi adalah 8 kkal/cm2 per bulan. Amplitudo keseimbangan radiasi terbesar merupakan karakteristik benua Belahan Bumi Utara.
Rezim termal troposfer ditentukan oleh masuknya panas matahari dan dinamika massa udara yang melakukan adveksi panas dan dingin. Di sisi lain, pergerakan udara sendiri disebabkan oleh gradien suhu (penurunan suhu per satuan jarak) antara garis lintang khatulistiwa dan kutub serta antara lautan dan benua. Sebagai hasil dari proses dinamis yang kompleks ini, medan termobarik bumi terbentuk. Kedua elemennya - suhu dan tekanan - begitu saling berhubungan sehingga dalam geografi biasanya disebut sebagai satu medan termobarik di Bumi.
Panas yang diterima permukaan bumi diubah dan didistribusikan kembali oleh atmosfer dan hidrosfer. Panas dihabiskan terutama untuk penguapan, pertukaran panas turbulen dan redistribusi panas antara daratan dan lautan.
Jumlah panas terbesar dihabiskan untuk penguapan air dari lautan dan benua. Di garis lintang tropis lautan, sekitar 100-120 kkal/cm2 per tahun dihabiskan untuk penguapan, dan di wilayah perairan dengan arus hangat hingga 140 kkal/cm2 per tahun, yang setara dengan penguapan lapisan air 2 m tebal. Di sabuk khatulistiwa, energi yang dikeluarkan untuk penguapan jauh lebih sedikit, yaitu sekitar 60 kkal/cm2 per tahun; ini setara dengan penguapan lapisan air setinggi satu meter.
Di benua, kehilangan panas maksimum untuk penguapan terjadi di zona khatulistiwa dengan iklim lembab. Di garis lintang tropis terdapat gurun dengan penguapan yang dapat diabaikan. Di daerah beriklim sedang, kehilangan panas akibat penguapan di lautan 2,5 kali lebih besar dibandingkan di darat. Permukaan laut menyerap 55 hingga 97% dari seluruh radiasi yang jatuh di atasnya. Di seluruh planet, 80% radiasi matahari dihabiskan untuk penguapan, dan sekitar 20% untuk pertukaran panas turbulen.
Panas yang dikeluarkan untuk penguapan air dipindahkan ke atmosfer selama kondensasi uap dalam bentuk panas laten penguapan. Proses ini berperan besar dalam memanaskan udara dan menggerakkan massa udara.
Garis lintang khatulistiwa menerima jumlah panas maksimum dari kondensasi uap air untuk seluruh troposfer - sekitar 100-140 kkal/cm 2 per tahun. Hal ini dijelaskan oleh masuknya sejumlah besar uap air ke sini yang dibawa oleh angin pasat dari perairan tropis dan naiknya udara di atas garis khatulistiwa. Di garis lintang tropis yang kering, jumlah panas laten penguapan secara alami dapat diabaikan: kurang dari 10 kkal/cm2 per tahun di gurun kontinental dan sekitar 20 kkal/cm2 per tahun di lautan. Air memainkan peran penting dalam rezim termal dan dinamis atmosfer.
Panas radiasi juga masuk ke atmosfer melalui pertukaran panas udara yang turbulen. Udara merupakan penghantar panas yang buruk, sehingga konduktivitas termal molekuler hanya dapat memanaskan sebagian kecil (beberapa meter) lapisan bawah atmosfer. Troposfer dipanaskan oleh pencampuran turbulen, jet, pusaran: udara di lapisan bawah yang berdekatan dengan bumi memanas, naik dalam jet, dan sebagai gantinya udara dingin bagian atas turun, yang juga memanas. Dengan demikian, panas dengan cepat berpindah dari tanah ke udara, dari satu lapisan ke lapisan lainnya.
Aliran panas turbulen lebih besar di benua dan lebih sedikit di lautan. Nilai maksimumnya mencapai 60 kkal/cm2 per tahun di gurun tropis, di zona khatulistiwa dan subtropis turun menjadi 30-20 kkal/cm2, dan di zona beriklim sedang - 20-10 kkal/cm2 per tahun. Di wilayah lautan yang lebih luas, air melepaskan sekitar 5 kkal/cm2 per tahun ke atmosfer, dan hanya di garis lintang subkutub udara dari Arus Teluk dan Kuroshivo menerima panas hingga 20-30 kkal/cm2 per tahun.
Berbeda dengan panas laten penguapan, aliran turbulen tertahan lemah oleh atmosfer. Di gurun, ia disalurkan ke atas dan menghilang, itulah sebabnya zona gurun bertindak sebagai area pendinginan atmosfer.
Rezim termal benua berbeda karena lokasi geografisnya. Konsumsi panas untuk penguapan di benua utara ditentukan oleh posisinya di zona beriklim sedang; di Afrika dan Australia - kekeringan di wilayah mereka yang luas. Di semua lautan, sebagian besar panas hilang melalui penguapan. Kemudian sebagian dari panas ini ditransfer ke benua dan menghangatkan iklim dataran tinggi.
Analisis pertukaran panas antara permukaan benua dan lautan memungkinkan kita menarik kesimpulan sebagai berikut:
1. Di garis lintang khatulistiwa di kedua belahan bumi, atmosfer menerima panas hingga 40 kkal/cm2 per tahun dari lautan yang panas.
2. Hampir tidak ada panas yang masuk ke atmosfer dari gurun tropis kontinental.
3. Garis keseimbangan nol melewati daerah subtropis, dekat garis lintang 40 0.
4. Di daerah beriklim sedang, konsumsi panas akibat radiasi lebih besar daripada radiasi yang diserap; ini berarti bahwa suhu udara iklim di daerah beriklim sedang tidak ditentukan oleh matahari, tetapi oleh panas advektif (dibawa dari daerah lintang rendah).
5. Keseimbangan radiasi atmosfer bumi tidak simetris terhadap bidang khatulistiwa: di garis lintang kutub belahan bumi utara mencapai 60, dan di garis lintang selatan - hanya 20 kkal/cm 2 per tahun; panas ditransfer ke belahan bumi utara lebih intensif daripada ke selatan, sekitar 3 kali lipat. Keseimbangan sistem atmosfer bumi menentukan suhu udara.
8.16 Pemanasan dan pendinginan atmosfer selama interaksi sistem “laut-atmosfer-benua”
Penyerapan sinar matahari oleh udara memberikan tidak lebih dari 0,1 0 C panas ke lapisan troposfer kilometer bawah. Atmosfer menerima tidak lebih dari 1/3 panasnya langsung dari Matahari, dan menyerap 2/3 dari permukaan bumi dan, yang terpenting, dari hidrosfer, yang mentransfer panas melalui uap air yang diuapkan dari permukaan bumi. cangkang air.
Sinar matahari yang melewati cangkang gas planet ini bertemu dengan air di sebagian besar tempat di permukaan bumi: di lautan, di waduk dan rawa, di tanah lembab, dan di dedaunan tanaman. Energi panas radiasi matahari dihabiskan terutama untuk penguapan. Jumlah panas yang dikeluarkan per unit air yang menguap disebut panas laten penguapan. Ketika uap mengembun, panas penguapan memasuki udara dan memanaskannya.
Penyerapan panas matahari oleh badan air berbeda dengan pemanasan daratan. Kapasitas panas air kira-kira 2 kali lebih besar dari kapasitas panas tanah. Dengan jumlah panas yang sama, air memanas dua kali lebih lemah dari tanah. Saat mendingin, hubungannya terbalik. Jika massa udara dingin menembus permukaan laut yang hangat, panasnya menembus lapisan hingga 5 km. Pemanasan troposfer disebabkan oleh panas laten penguapan.
Pencampuran udara yang bergejolak (tidak teratur, tidak merata, kacau) menciptakan arus konveksi, yang intensitas dan arahnya bergantung pada sifat medan dan sirkulasi massa udara planet.
Konsep proses adiabatik. Peran penting dalam rezim termal udara adalah milik proses adiabatik.
Konsep proses adiabatik. Peran paling penting dalam rezim termal atmosfer adalah milik proses adiabatik. Pemanasan dan pendinginan adiabatik udara terjadi dalam satu massa, tanpa pertukaran panas dengan media lain.
Ketika udara turun dari lapisan atas atau tengah troposfer atau sepanjang lereng gunung, ia masuk dari lapisan yang dijernihkan ke lapisan yang lebih padat, molekul gas mendekat, tumbukannya semakin intensif, dan energi kinetik pergerakan molekul udara berubah menjadi panas. . Udara memanas tanpa menerima panas dari massa udara lain atau dari permukaan bumi. Pemanasan adiabatik terjadi, misalnya, di daerah tropis, di gurun, dan di lautan pada garis lintang yang sama. Pemanasan udara adiabatik disertai dengan pengeringannya (yang merupakan alasan utama terbentuknya gurun di zona tropis).
Pada arus yang naik, udara didinginkan secara adiabatik. Dari troposfer bawah yang padat, ia naik ke troposfer tengah dan atas yang dijernihkan. Pada saat yang sama, kepadatannya berkurang, molekul-molekulnya menjauh satu sama lain, lebih jarang bertabrakan, energi panas yang diterima udara dari permukaan yang dipanaskan diubah menjadi energi kinetik dan digunakan untuk kerja mekanis untuk memuai gas. Hal ini menjelaskan pendinginan udara saat naik.
Udara kering mendingin secara adiabatik sebesar 1 0 C per 100 m ketinggian, ini merupakan proses adiabatik. Namun, udara alami mengandung uap air, yang bila terkondensasi akan melepaskan panas. Oleh karena itu, faktanya, suhu turun sebesar 0,6 0 C per 100 m (atau sebesar 6 0 C per 1 km ketinggian). Ini adalah proses adiabatik basah.
Saat turun, udara kering dan lembab memanas secara merata, karena tidak terjadi kondensasi uap air dan panas laten penguapan tidak dilepaskan.
Ciri-ciri khas rezim termal bumi paling jelas terlihat di gurun: sebagian besar radiasi matahari dipantulkan dari permukaan cahayanya, panasnya tidak digunakan untuk penguapan, dan digunakan untuk memanaskan batuan kering. Mereka memanaskan udara hingga suhu tinggi di siang hari. Di udara kering, panas tidak tertahan dan terpancar bebas ke atmosfer bagian atas dan ruang antarplanet. Dalam skala planet, gurun juga berfungsi sebagai jendela pendingin atmosfer.
Untuk menilai dengan benar tingkat pemanasan dan pendinginan berbagai permukaan bumi, menghitung penguapan dengan , menentukan perubahan cadangan kelembaban dalam tanah, mengembangkan metode untuk memprediksi pembekuan, dan juga menilai dampak pekerjaan reklamasi terhadap kondisi iklim permukaan. lapisan udara, diperlukan data keseimbangan panas permukaan bumi.
Permukaan bumi secara terus menerus menerima dan kehilangan panas akibat pengaruh berbagai aliran radiasi gelombang pendek dan gelombang panjang. Menyerap sedikit banyak total radiasi dan radiasi lawan, permukaan bumi memanas dan memancarkan radiasi gelombang panjang, yang berarti kehilangan panas. Nilai yang mencirikan hilangnya panas dari bumi
permukaan adalah radiasi efektif. Besarnya sama dengan selisih antara radiasi permukaan bumi dan radiasi balik atmosfer. Karena kontra-radiasi atmosfer selalu lebih kecil dibandingkan bumi, perbedaan ini positif. Pada siang hari, radiasi efektif ditutupi oleh radiasi gelombang pendek yang diserap. Pada malam hari, tanpa adanya radiasi matahari gelombang pendek, radiasi efektif menurunkan suhu permukaan bumi. Pada cuaca berawan, karena meningkatnya counter radiasi dari atmosfer, radiasi efektif jauh lebih sedikit dibandingkan pada cuaca cerah. Pendinginan permukaan bumi pada malam hari juga lebih sedikit. Di garis lintang tengah, permukaan bumi kehilangan sekitar setengah jumlah panas yang diterima dari radiasi yang diserap melalui radiasi efektif.
Kedatangan dan konsumsi energi radiasi diperkirakan berdasarkan nilai keseimbangan radiasi permukaan bumi. Ini sama dengan perbedaan antara radiasi yang diserap dan efektif, keadaan termal permukaan bumi bergantung padanya - pemanasan atau pendinginannya. Pada siang hari, nilai ini hampir selalu positif, yaitu aliran panas yang masuk melebihi aliran panas yang keluar. Pada malam hari, keseimbangan radiasi bernilai negatif dan sama dengan radiasi efektif. Nilai tahunan keseimbangan radiasi permukaan bumi, kecuali di garis lintang tertinggi, bernilai positif di mana-mana. Kelebihan panas ini digunakan untuk memanaskan atmosfer melalui konduksi panas turbulen, penguapan, dan pertukaran panas dengan lapisan tanah atau air yang lebih dalam.
Jika kita mempertimbangkan kondisi suhu dalam jangka waktu yang lama (satu tahun atau lebih baik, serangkaian tahun), maka permukaan bumi, atmosfer secara terpisah, dan sistem atmosfer bumi berada dalam keadaan kesetimbangan termal. Suhu rata-rata mereka sedikit berbeda dari tahun ke tahun. Sesuai dengan hukum kekekalan energi, kita dapat berasumsi bahwa jumlah aljabar aliran panas yang masuk dan keluar permukaan bumi sama dengan nol. Ini adalah persamaan keseimbangan panas permukaan bumi. Artinya keseimbangan radiasi permukaan bumi diimbangi oleh perpindahan panas non-radiasi. Persamaan keseimbangan panas, sebagai suatu peraturan, tidak memperhitungkan (karena kecilnya) aliran seperti panas yang dipindahkan melalui presipitasi, konsumsi energi untuk fotosintesis, perolehan panas dari oksidasi biomassa, serta konsumsi panas untuk pencairan es atau salju, perolehan panas dari air yang membeku.
Keseimbangan termal sistem bumi-atmosfer dalam jangka waktu lama juga nol, artinya Bumi sebagai planet berada dalam kesetimbangan termal: radiasi matahari yang sampai di batas atas atmosfer diimbangi dengan radiasi yang keluar ke luar angkasa dari batas atas atmosfer. atmosfer.
Jika kita mengambil jumlah yang sampai di batas atas atmosfer sebagai 100%, maka 32% dari jumlah ini akan hilang di atmosfer. Dari jumlah tersebut, 6% kembali ke luar angkasa. Akibatnya, 26% mencapai permukaan bumi dalam bentuk radiasi tersebar; 18% radiasi diserap oleh ozon, aerosol dan menghangatkan atmosfer; 5% diserap oleh awan; 21% radiasi keluar ke luar angkasa sebagai akibat pantulan awan. Jadi, radiasi yang sampai ke permukaan bumi adalah 50%, dimana radiasi langsung menyumbang 24%; 47% diserap oleh permukaan bumi, dan 3% radiasi yang masuk dipantulkan kembali ke luar angkasa. Akibatnya, 30% radiasi matahari meninggalkan batas atas atmosfer menuju luar angkasa. Besaran ini disebut albedo planet bumi. Untuk sistem “Suasana Bumi”, 30% radiasi matahari yang dipantulkan dan dihamburkan, 5% radiasi terestrial, dan 65% radiasi atmosfer kembali ke luar angkasa melalui batas atas atmosfer, yaitu total 100%.
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 periode 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 aliran 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.
Bumi menerima panas dengan menyerap radiasi matahari gelombang pendek di atmosfer, dan khususnya di permukaan bumi. Radiasi matahari praktis merupakan satu-satunya sumber panas yang masuk ke sistem atmosfer-bumi. Sumber panas lainnya (panas yang dilepaskan selama peluruhan unsur radioaktif di dalam bumi, panas gravitasi, dll.) secara total hanya menyediakan seperlima ribu panas yang mencapai batas atas atmosfer dari radiasi matahari. Jadi dan dapat diabaikan ketika menyusun persamaan keseimbangan panas .
Panas hilang karena radiasi gelombang pendek yang keluar ke luar angkasa, dipantulkan dari atmosfer Soa dan dari SOP permukaan bumi, dan karena emisi efektif radiasi gelombang panjang Ee oleh permukaan bumi dan radiasi atmosfer Ea.
Jadi, pada batas atas atmosfer, keseimbangan panas bumi sebagai planet terdiri dari pertukaran panas radiasi (radiatif):
JADI - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)
dimana?Se, perubahan kandungan panas sistem “atmosfer-Bumi” selama periode waktu tertentu?t.
Mari kita perhatikan persamaan ini dalam periode tahunan. Fluks radiasi matahari pada jarak rata-rata Bumi dari Matahari kira-kira 42,6-10° J/(m2-tahun). Dari aliran ini Bumi menerima sejumlah energi yang sama dengan hasil kali konstanta matahari I0 dan luas penampang Bumi pR2, yaitu I0 pR2, di mana R adalah jari-jari rata-rata Bumi. Di bawah pengaruh rotasi bumi, energi ini didistribusikan ke seluruh permukaan bumi sebesar 4рR2. Oleh karena itu, nilai rata-rata fluks radiasi matahari pada permukaan horizontal bumi, tanpa memperhitungkan redamannya oleh atmosfer, adalah Iо рR2/4рR3 = Iо/4, atau 0,338 kW/m2. Selama setahun, setiap meter persegi permukaan batas luar atmosfer menerima rata-rata sekitar 10,66-109 J, atau 10,66 GJ energi matahari, yaitu Iо = 10,66 GJ/(m2*tahun).
Mari kita perhatikan bagian konsumsi dari persamaan (1). Radiasi matahari yang sampai pada batas luar atmosfer sebagian menembus atmosfer, dan sebagian lagi dipantulkan oleh atmosfer dan permukaan bumi ke luar angkasa. Menurut data terakhir, rata-rata albedo bumi diperkirakan sebesar 33%: terdiri dari pantulan awan (26%) dan pantulan dari permukaan di bawahnya (7:%). Maka radiasi yang dipantulkan awan adalah Soa = 10.66*0.26 = 2.77 GJ/(m2*tahun), oleh permukaan bumi - SOP = 10.66*0.07 = 0.75 GJ/(m2*tahun) dan secara umum Bumi memantulkan 3.52 GJ/(m2*tahun).
Permukaan bumi yang memanas akibat penyerapan radiasi matahari menjadi sumber radiasi gelombang panjang yang memanaskan atmosfer. Permukaan benda apa pun yang memiliki suhu di atas nol mutlak secara terus menerus memancarkan energi panas. Tidak terkecuali permukaan bumi dan atmosfer. Menurut hukum Stefan-Boltzmann, intensitas radiasi bergantung pada suhu benda dan emisivitasnya:
E = vuT4, (2)
dimana E adalah intensitas radiasi, atau radiasi intrinsik, W/m2; β adalah emisivitas benda relatif terhadap benda yang benar-benar hitam, dengan β = 1; y - Konstanta Stefan-Boltzmann, sama dengan 5,67*10-8 W/(m2*K4); T adalah suhu tubuh absolut.
Nilai untuk berbagai permukaan berkisar antara 0,89 (permukaan air halus) hingga 0,99 (rumput hijau lebat). Rata-rata permukaan bumi dalam diambil sama dengan 0,95.
Suhu absolut permukaan bumi berkisar antara 190 hingga 350 K. Pada suhu tersebut, radiasi yang dipancarkan memiliki panjang gelombang 4-120 mikron sehingga semuanya bersifat inframerah dan tidak dapat ditangkap oleh mata.
Radiasi intrinsik permukaan bumi - E3, dihitung menurut rumus (2), sama dengan 12,05 GJ/(m2*tahun), yaitu 1,39 GJ/(m2*tahun), atau 13% lebih tinggi dari radiasi matahari yang diterima di batas atas atmosfer S0. Pelepasan radiasi permukaan bumi dalam jumlah besar akan menyebabkan pendinginan yang cepat jika tidak dicegah melalui proses penyerapan radiasi matahari dan atmosfer oleh permukaan bumi. Radiasi terestrial inframerah, atau radiasi intrinsik permukaan bumi, pada rentang panjang gelombang 4,5 hingga 80 mikron diserap secara intensif oleh uap air atmosfer dan hanya dalam kisaran 8,5 - 11 mikron yang melewati atmosfer dan keluar ke luar angkasa. Pada gilirannya, uap air di atmosfer juga memancarkan radiasi infra merah yang tidak terlihat, yang sebagian besar diarahkan ke permukaan bumi, dan sisanya ke luar angkasa. Radiasi atmosfer yang sampai ke permukaan bumi disebut radiasi balik dari atmosfer.
Dari radiasi yang datang dari atmosfer, permukaan bumi menyerap 95% nilainya, karena menurut hukum Kirchhoff, kapasitas emisi radiasi suatu benda sama dengan kapasitas penyerapan radiasinya. Dengan demikian, radiasi balik dari atmosfer merupakan sumber panas yang penting bagi permukaan bumi selain radiasi matahari yang diserap. Kontra radiasi atmosfer tidak dapat ditentukan secara langsung dan dihitung dengan metode tidak langsung. Counter radiasi atmosfer yang diserap permukaan bumi adalah Eza = 10,45 GJ/(m2 * tahun). Sehubungan dengan S0 adalah 98%.
Radiasi lawannya selalu lebih kecil dibandingkan radiasi terestrial. Oleh karena itu, permukaan bumi kehilangan panas karena perbedaan positif antara radiasinya sendiri dan radiasi lawannya. Perbedaan antara radiasi permukaan bumi dan radiasi atmosfer yang berlawanan disebut radiasi efektif (Ee):
Ee = Ez - Eza (3)
pertukaran panas matahari terestrial
Radiasi efektif adalah hilangnya energi radiasi, dan juga panas, dari permukaan bumi. Panas yang dilepaskan ke ruang angkasa adalah 1,60 GJ/(m2 * tahun), atau 15% dari radiasi matahari yang diterima di batas atas atmosfer (panah Ez pada Gambar 9.1). Di daerah beriklim sedang, permukaan bumi kehilangan sekitar setengah jumlah panas yang diterima dari radiasi yang diserap melalui radiasi efektif.
Radiasi dari atmosfer lebih kompleks dibandingkan radiasi dari permukaan bumi. Pertama, menurut hukum Kirchhoff, energi hanya dihasilkan oleh gas-gas yang menyerapnya, yaitu uap air, karbon dioksida, dan ozon. Kedua, radiasi masing-masing gas ini bersifat kompleks dan selektif. Karena kandungan uap air berkurang seiring dengan ketinggian, lapisan atmosfer dengan emisi paling kuat terletak pada ketinggian 6 - 10 km. Radiasi gelombang panjang atmosfer ke ruang angkasa Ea = 5,54 GJ/(m2*tahun), yaitu 52% masuknya radiasi matahari ke batas atas atmosfer. Radiasi gelombang panjang dari permukaan bumi dan atmosfer yang memasuki ruang angkasa disebut radiasi keluar UE. Totalnya setara dengan 7,14 GJ/(m2*tahun), atau 67% dari masuknya radiasi matahari.
Mengganti nilai So, Soa, Sop, Ee dan Ea yang ditemukan ke dalam persamaan (1), kita memperoleh - ?Sз = 0, yaitu radiasi yang keluar, bersama dengan radiasi gelombang pendek yang dipantulkan dan dihamburkan. masuknya radiasi matahari ke bumi. Dengan kata lain, Bumi, bersama dengan atmosfer, kehilangan radiasi sebanyak yang diterimanya, dan oleh karena itu, berada dalam keadaan kesetimbangan radiasi.
Kesetimbangan termal bumi dikonfirmasi oleh pengamatan suhu jangka panjang: suhu rata-rata bumi sedikit berubah dari tahun ke tahun, dan hampir tidak berubah dari satu periode jangka panjang ke periode lainnya.
