Radiazione solare e bilancio termico. Bilancio termico della superficie terrestre e dell'atmosfera. Il concetto di campo termobarico della Terra
L'atmosfera, come la superficie terrestre, riceve quasi tutto il suo calore dal Sole. Altre fonti di riscaldamento includono il calore proveniente dalle profondità della Terra, ma costituisce solo una frazione percentuale della quantità totale di calore.
Sebbene la radiazione solare costituisca l'unica fonte di calore per la superficie terrestre, il regime termico dell'involucro geografico non è solo una conseguenza del bilancio radiativo. Il calore solare viene trasformato e ridistribuito sotto l'influenza di fattori terrestri e principalmente trasformato dalle correnti aeree e oceaniche. A loro volta, sono causati dalla distribuzione non uniforme della radiazione solare alle latitudini. Questo è uno degli esempi più sorprendenti della stretta connessione globale e dell'interazione di vari componenti in natura.
Per la natura vivente della Terra è importante la ridistribuzione del calore tra le diverse latitudini, nonché tra oceani e continenti. Grazie a questo processo, sulla superficie terrestre avviene una ridistribuzione spaziale del calore molto complessa secondo le direzioni superiori di movimento delle correnti aeree e oceaniche. Tuttavia, il trasferimento di calore totale è diretto, di regola, dalle basse alle alte latitudini e dagli oceani ai continenti.
La distribuzione del calore nell'atmosfera avviene per convezione, conduzione e irraggiamento. La convezione termica avviene ovunque sul pianeta; i venti, le correnti d'aria ascendenti e discendenti sono onnipresenti. La convezione è particolarmente forte ai tropici.
La conduttività termica, cioè il trasferimento di calore attraverso il contatto diretto dell'atmosfera con la superficie calda o fredda della terra, ha relativamente poca importanza, poiché l'aria è un cattivo conduttore di calore. È questa proprietà che ha trovato ampia applicazione nella produzione di infissi con doppi vetri.
Gli apporti e le spese di calore nella bassa atmosfera a diverse latitudini non sono gli stessi. A nord di 38°N. w. viene emesso più calore di quello assorbito. Questa perdita è compensata dall'oceano caldo e dalle correnti d'aria dirette verso le latitudini temperate.
Il processo di ricezione e consumo dell'energia solare, del riscaldamento e del raffreddamento dell'intero sistema dell'atmosfera terrestre è caratterizzato dal bilancio termico. Se consideriamo la fornitura annuale di energia solare al limite superiore dell'atmosfera pari al 100%, il bilancio dell'energia solare sarà simile a questo: il 42% viene riflesso dalla Terra e ritorna nello spazio (questo valore caratterizza la Terra albedo), di cui il 38% riflesso dall'atmosfera e il 4% dalla superficie terrestre. Il resto (58%) viene assorbito: 14% dall'atmosfera e 44% dalla superficie terrestre. La superficie riscaldata della Terra restituisce tutta l'energia assorbita. Allo stesso tempo, la radiazione di energia dalla superficie terrestre è del 20%, il 24% viene speso per riscaldare l'aria e evaporare l'umidità (5,6% per riscaldare l'aria e 18,4% per evaporare l'umidità).
Queste sono le caratteristiche generali del bilancio termico del globo nel suo insieme. Infatti, per zone di latitudine diverse per superfici diverse, il bilancio termico sarà tutt’altro che lo stesso. Pertanto, l'equilibrio termico di qualsiasi territorio viene disturbato all'alba e al tramonto, con il cambio delle stagioni, a seconda delle condizioni atmosferiche (nuvolosità, umidità dell'aria e contenuto di polvere), della natura della superficie (acqua o terra, foresta o cipolle, neve copertura o terreno nudo), altitudine sul livello del mare. La maggior parte del calore viene emessa di notte, in inverno e attraverso l’aria rarefatta, pulita e secca in alta quota. Ma alla fine, le perdite dovute all'irraggiamento vengono compensate dal calore proveniente dal Sole, e sulla Terra nel suo insieme prevale uno stato di equilibrio dinamico, altrimenti si riscalderebbe o, al contrario, si raffredderebbe.
Temperatura dell'aria
L'atmosfera viene riscaldata in un modo piuttosto complesso. Le lunghezze d'onda corte della luce solare, che vanno dal rosso visibile alla luce ultravioletta, vengono convertite sulla superficie terrestre in ondate di calore più lunghe, che successivamente riscaldano l'atmosfera quando emesse dalla superficie terrestre. Gli strati inferiori dell'atmosfera si riscaldano più velocemente di quelli superiori, il che si spiega con la radiazione termica indicata dalla superficie terrestre e con il fatto che hanno una densità maggiore e sono saturi di vapore acqueo.
Una caratteristica della distribuzione verticale della temperatura nella troposfera è la sua diminuzione con l'altezza. Il gradiente medio della temperatura verticale, cioè la diminuzione media calcolata per 100 m di altezza, è di 0,6 °C. Il raffreddamento dell'aria umida è accompagnato dalla condensazione dell'umidità. In questo caso viene rilasciata una certa quantità di calore, che è stata spesa per la formazione di vapore. Pertanto, quando l'aria umida sale, il suo raffreddamento avviene quasi due volte più velocemente dell'aria secca. Il coefficiente geotermico dell'aria secca nella troposfera è in media di 1 °C.
L'aria che sale dalla superficie riscaldata della terra e dei corpi idrici entra in una zona di bassa pressione. Ciò gli consente di espandersi e, in relazione a ciò, una certa quantità di energia termica viene convertita in energia cinetica. Come risultato di questo processo, l'aria si raffredda. Se allo stesso tempo non riceve calore da nessuna parte e non lo emette da nessuna parte, l'intero processo descritto si chiama raffreddamento adiabatico o dinamico. E viceversa, l'aria scende ed entra in una zona di alta pressione, viene compressa dall'aria che la circonda e l'energia meccanica si trasforma in energia termica. Per questo motivo l'aria subisce un riscaldamento adiabatico, che in media è di 1°C ogni 100 m di discesa.
A volte la temperatura dell'aria aumenta con l'altitudine. Questo fenomeno è chiamato inversione. Le ragioni di questa manifestazione sono molteplici: l'irraggiamento della Terra sulle calotte glaciali, il passaggio di forti correnti d'aria calda su una superficie fredda, le inversioni sono tipiche soprattutto delle regioni montuose: l'aria pesante e fredda si riversa nei bacini montani e lì ristagna, spostando quelle più leggere. aria calda verso l'alto.
Le variazioni giornaliere e annuali della temperatura dell'aria riflettono lo stato termico della superficie. Nello strato d'aria superficiale, il massimo giornaliero è stabilito alle 14-15 ore e il minimo si osserva dopo l'alba. L'ampiezza giornaliera maggiore si verifica alle latitudini subtropicali (30°C), la più piccola alle latitudini polari (5°C). La variazione annuale della temperatura dipende dalla latitudine, dalla natura della superficie sottostante, dall'altezza del luogo sopra il livello dell'oceano, dal rilievo e dalla distanza dall'oceano.
Sono stati individuati alcuni modelli geografici nella distribuzione delle temperature annuali sulla superficie terrestre.
1. In entrambi gli emisferi, le temperature medie diminuiscono verso i poli. Tuttavia, l'equatore termico - un parallelo caldo con una temperatura media annua di 27 °C - si trova nell'emisfero settentrionale a circa 15-20° di latitudine. Ciò è spiegato dal fatto che qui la terra occupa un'area più ampia che all'equatore geografico.
2. Dall'equatore al nord e al sud, le temperature cambiano in modo non uniforme. Tra l'equatore e il 25° parallelo la temperatura diminuisce molto lentamente: meno di due gradi ogni dieci gradi di latitudine. Tra i 25° e gli 80° di latitudine in entrambi gli emisferi le temperature diminuiscono molto rapidamente. In alcuni luoghi questa diminuzione supera i 10°C. Più verso i poli la velocità di abbassamento della temperatura diminuisce nuovamente.
3. Le temperature medie annuali di tutti i paralleli nell'emisfero meridionale sono inferiori alla temperatura dei corrispondenti paralleli nell'emisfero settentrionale. La temperatura media dell'aria nell'emisfero settentrionale, prevalentemente “continentale”, è di +8,6 °C a gennaio, +22,4 °C a luglio; nell'emisfero meridionale "oceanico", la temperatura media in luglio è +11,3 ° C, in gennaio - +17,5 ° C. L'ampiezza annuale doppia delle fluttuazioni della temperatura dell'aria nell'emisfero settentrionale è spiegata dalle peculiarità della distribuzione di terra e mare alle latitudini corrispondenti e l'effetto rinfrescante della grandiosa cupola di ghiaccio dell'Antartide sul clima dell'emisfero australe.
Importanti caratteristiche della distribuzione delle temperature dell'aria sulla Terra sono fornite dalle mappe isoterme. Pertanto, sulla base dell’analisi della distribuzione delle isoterme di luglio sulla superficie terrestre, si possono formulare le seguenti conclusioni principali.
1. Nelle regioni extratropicali di entrambi gli emisferi, le isoterme sui continenti si piegano verso nord rispetto alla loro posizione sulle finestre. Nell'emisfero settentrionale ciò è dovuto al fatto che la terra è riscaldata più del mare, ma nell'emisfero meridionale il rapporto è opposto: in questo momento la terra è più fredda del mare.
2. Sopra gli oceani, le isoterme di luglio riflettono l'influenza delle correnti di temperatura dell'aria fredda. Ciò è particolarmente evidente lungo le coste occidentali del Nord America e dell’Africa, che sono bagnate dalle fredde correnti oceaniche della California e delle Canarie. Nell'emisfero australe le isoterme curvano nella direzione opposta al nord, anche sotto l'influenza delle correnti fredde.
3. Le temperature medie più alte di luglio si osservano nei deserti situati a nord dell'equatore. Fa particolarmente caldo in questo periodo in California, nel Sahara, in Arabia, in Iran e nell'interno dell'Asia.
Anche la distribuzione delle isoterme di gennaio ha le sue caratteristiche.
1. Le curve delle isoterme sugli oceani a nord e sulla terraferma a sud diventano ancora più evidenti e contrastanti. Ciò è più evidente nell’emisfero settentrionale. Forti piegamenti delle isoterme verso il Polo Nord riflettono un aumento del ruolo termico delle correnti oceaniche Corrente del Golfo nell'Oceano Atlantico e Kuro-Sio nel Pacifico.
2. Nelle regioni extratropicali di entrambi gli emisferi, le isoterme dei continenti sono notevolmente curvate verso sud. Ciò è spiegato dal fatto che nell'emisfero settentrionale la terra è più fredda e nell'emisfero meridionale è più calda del mare.
3. Le temperature medie più alte di gennaio si verificano nei deserti della zona tropicale dell'emisfero australe.
4. Le aree di maggior raffreddamento del pianeta a gennaio, come a luglio, sono l'Antartide e la Groenlandia.
In generale, si può affermare che le isoterme dell'emisfero australe durante tutte le stagioni dell'anno hanno uno schema di sciopero più lineare (latitudinale). L'assenza di anomalie significative nel corso delle isoterme qui è spiegata dalla significativa predominanza della superficie dell'acqua sulla terra. L'analisi dell'andamento delle isoterme indica una stretta dipendenza delle temperature non solo dalla quantità di radiazione solare, ma anche dalla ridistribuzione del calore da parte dell'oceano e delle correnti d'aria.
Bilancio delle radiazioni rappresenta la differenza tra l'afflusso e il deflusso dell'energia radiante assorbita ed emessa dalla superficie terrestre.
Il bilancio di radiazione è una somma algebrica dei flussi di radiazione in un certo volume o su una certa superficie. Quando si parla del bilancio radiativo dell’atmosfera o del sistema Terra-atmosfera, spesso si intende il bilancio radiativo della superficie terrestre, che determina lo scambio di calore al limite inferiore dell’atmosfera. Rappresenta la differenza tra la radiazione solare totale assorbita e la radiazione effettiva della superficie terrestre.
Il bilancio della radiazione è la differenza tra l'afflusso e il deflusso dell'energia radiante assorbita ed emessa dalla superficie terrestre.
Il bilancio radiativo è il fattore climatico più importante, poiché la distribuzione della temperatura nel suolo e negli strati d'aria adiacenti dipende fortemente dal suo valore. Da questo dipendono le proprietà fisiche delle masse d'aria che si muovono attraverso la Terra, nonché l'intensità dell'evaporazione e dello scioglimento della neve.
La distribuzione dei valori annuali del bilancio radiativo sulla superficie del globo non è la stessa: alle latitudini tropicali questi valori raggiungono 100...120 kcal/(cm2 anno), e il massimo (fino a 140 kcal /(cm2 anno)) sono osservati al largo della costa nordoccidentale dell'Australia). Nelle zone desertiche e aride i valori del bilancio radiativo sono inferiori rispetto a zone di sufficiente ed eccessiva umidità alle stesse latitudini. Ciò è causato da un aumento dell'albedo e da un aumento della radiazione effettiva dovuta all'elevata secchezza dell'aria e alla bassa nuvolosità. Alle latitudini temperate i valori del bilancio radiativo diminuiscono rapidamente all’aumentare della latitudine a causa della diminuzione della radiazione totale.
In media, ogni anno, le somme del bilancio radiativo per l'intera superficie del globo risultano positive, ad eccezione delle aree con copertura ghiacciata permanente (Antartide, Groenlandia centrale, ecc.).
L'energia, misurata dal bilancio radiativo, viene parzialmente spesa per l'evaporazione, parzialmente trasferita all'aria e, infine, una certa quantità di energia entra nel suolo e va a riscaldarlo. Pertanto, il totale del calore in ingresso e in uscita per la superficie terrestre, chiamato bilancio termico, può essere rappresentato come la seguente equazione:
Qui B è il bilancio radiativo, M è il flusso di calore tra la superficie terrestre e l’atmosfera, V è il consumo di calore per l’evaporazione (o rilascio di calore durante la condensazione), T è lo scambio di calore tra la superficie del suolo e gli strati profondi.
Figura 16 - Impatto della radiazione solare sulla superficie terrestre
In media, nell'arco di un anno, il terreno emette praticamente tanto calore nell'aria quanto ne riceve, quindi, in termini annuali, il ricambio di calore nel suolo è pari a zero. Il calore perso per evaporazione è distribuito in modo molto disomogeneo sulla superficie del globo. Negli oceani dipendono dalla quantità di energia solare che arriva sulla superficie dell’oceano, nonché dalla natura delle correnti oceaniche. Le correnti calde aumentano il consumo di calore per l'evaporazione, mentre le correnti fredde lo riducono. Nei continenti, il consumo di calore per l'evaporazione è determinato non solo dalla quantità di radiazione solare, ma anche dalle riserve di umidità contenute nel suolo. Quando c'è una mancanza di umidità, che provoca una riduzione dell'evaporazione, il consumo di calore per l'evaporazione si riduce. Pertanto, nei deserti e nei semi-deserti diminuiscono in modo significativo.
Quasi l'unica fonte di energia per tutti i processi fisici che si sviluppano nell'atmosfera è la radiazione solare. La caratteristica principale del regime di radiazione dell'atmosfera è la cosiddetta. effetto serra: l'atmosfera assorbe debolmente la radiazione solare a onde corte (la maggior parte raggiunge la superficie terrestre), ma trattiene la radiazione termica a onda lunga (interamente infrarossa) dalla superficie terrestre, il che riduce significativamente il trasferimento di calore della Terra nello spazio e aumenta la sua temperatura.
La radiazione solare che entra nell'atmosfera viene parzialmente assorbita nell'atmosfera principalmente dal vapore acqueo, dall'anidride carbonica, dall'ozono e dagli aerosol e viene diffusa sulle particelle di aerosol e sulle fluttuazioni della densità atmosferica. A causa della dispersione dell'energia radiante del Sole nell'atmosfera, non si osserva solo la radiazione solare diretta, ma anche la radiazione diffusa; insieme costituiscono la radiazione totale. Raggiungendo la superficie terrestre, la radiazione totale viene parzialmente riflessa da essa. La quantità di radiazione riflessa è determinata dalla riflettività della superficie sottostante, la cosiddetta. albedo. A causa della radiazione assorbita, la superficie terrestre si riscalda e diventa una fonte di radiazione a onde lunghe diretta verso l'atmosfera. A sua volta l'atmosfera emette anche radiazioni a onde lunghe dirette verso la superficie terrestre (la cosiddetta controradiazione atmosferica) e verso lo spazio (la cosiddetta radiazione uscente). Lo scambio termico razionale tra la superficie terrestre e l'atmosfera è determinato dalla radiazione effettiva, ovvero la differenza tra la radiazione propria della superficie terrestre e la controradiazione dell'atmosfera da essa assorbita. La differenza tra la radiazione a onde corte assorbita dalla superficie terrestre e la radiazione effettiva è chiamata bilancio della radiazione.
La trasformazione dell'energia della radiazione solare dopo il suo assorbimento sulla superficie terrestre e nell'atmosfera costituisce il bilancio termico della Terra. La principale fonte di calore per l'atmosfera è la superficie terrestre, che assorbe la maggior parte della radiazione solare. Poiché l'assorbimento della radiazione solare nell'atmosfera è inferiore alla perdita di calore dall'atmosfera nello spazio dovuta alla radiazione a onde lunghe, il consumo di calore radiativo viene reintegrato dall'afflusso di calore nell'atmosfera dalla superficie terrestre sotto forma di turbolenze. scambio termico e arrivo di calore a seguito della condensazione del vapore acqueo nell'atmosfera. Poiché la quantità totale di condensa nell'intera atmosfera è uguale alla quantità di precipitazioni, così come alla quantità di evaporazione dalla superficie terrestre, l'arrivo del calore di condensazione nell'atmosfera è numericamente uguale al calore perso per evaporazione sulla superficie terrestre. superficie.
BILANCIO TERMICO DELLA SUPERFICIE TERRESTRE
Il BILANCIO CALORE DELLA SUPERFICIE TERRESTRE è la somma algebrica dei flussi di calore in entrata e in uscita dalla superficie terrestre. Espresso dall'equazione:
Dove R- bilancio radiativo della superficie terrestre; P- flusso turbolento di calore tra la superficie terrestre e l'atmosfera; L.E.- consumo di calore per evaporazione; IN- il flusso di calore dalla superficie terrestre alle profondità del suolo o dell'acqua o viceversa. Il rapporto tra le componenti del bilancio cambia nel tempo a seconda delle proprietà della superficie sottostante e della latitudine geografica del luogo. La natura del bilancio termico della superficie terrestre e il suo livello energetico determinano le caratteristiche e l'intensità della maggior parte dei processi esogeni. I dati sul bilancio termico della superficie terrestre svolgono un ruolo importante nello studio del cambiamento climatico, della zonalità geografica e del regime termico degli organismi.
Dizionario enciclopedico ecologico. - Chisinau: redazione principale dell'Enciclopedia Sovietica Moldava. I.I. Dedu. 1989.
- RADIAZIONE TERMICA
- BILANCIO TERMICO DEL SISTEMA TERRA-ATMOSFERA
Scopri cos'è "L'EQUILIBRIO CALORE DELLA SUPERFICIE TERRESTRE" in altri dizionari:
bilancio termico della superficie terrestre- Somma algebrica dei flussi di calore che giungono alla superficie terrestre e da questa emessi... Dizionario di geografia
Bilancio termico della Terra, rapporto tra l'energia in entrata e in uscita (radiante e termica) sulla superficie terrestre, nell'atmosfera e nel sistema atmosferico terrestre. La principale fonte di energia per la stragrande maggioranza dei processi fisici, chimici e biologici... ...
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Grande dizionario enciclopedico
Confronto tra entrate e consumi di energia termica nell'analisi dei processi termici. È compilato sia nello studio dei processi naturali (bilancio termico dell'atmosfera, dell'oceano, della superficie terrestre e della Terra nel suo insieme, ecc.), Sia nella tecnologia in vari ... Dizionario enciclopedico
Confronto tra entrate e consumi di energia termica nell'analisi dei processi termici. È compilato sia nello studio dei processi naturali (atmosfera T. B., oceano, superficie terrestre e Terra nel suo insieme, ecc.), Sia nella tecnologia in vari modi. dispositivi termici... ... Scienze naturali. Dizionario enciclopedico
- (Bilancia francese, dal bilanciatore al download). 1) equilibrio. 2) in contabilità, pareggio dei conti in entrata e in uscita per chiarire lo stato delle cose. 3) il risultato di un confronto tra il commercio di importazione e di esportazione di un paese. Dizionario di parole straniere incluso... Dizionario delle parole straniere della lingua russa
Atmosfera e superficie sottostante, la somma dell'afflusso e del deflusso dell'energia radiante assorbita ed emessa dall'atmosfera e dalla superficie sottostante (Vedi Superficie sottostante). Per l'atmosfera di R. b. è costituito dalla parte entrante assorbita... ... Grande Enciclopedia Sovietica
Terra (dal comune pavimento terrestre slavo, in basso), il terzo pianeta in ordine dal Sole nel Sistema Solare, segno astronomico Å o, ♀. I. Introduzione La Terra è al quinto posto per dimensioni e massa tra i grandi pianeti, ma tra i cosiddetti pianeti. gruppo terrestre, in... ... Grande Enciclopedia Sovietica
Soffermiamoci innanzitutto sulle condizioni termiche della superficie terrestre e sugli strati più superficiali del suolo e dei serbatoi. Ciò è necessario perché gli strati inferiori dell’atmosfera vengono riscaldati e raffreddati principalmente dallo scambio di calore radiativo e non radiativo con gli strati superiori del suolo e dell’acqua. Pertanto, i cambiamenti di temperatura negli strati inferiori dell'atmosfera sono determinati principalmente dai cambiamenti della temperatura della superficie terrestre e seguono questi cambiamenti.
La superficie terrestre, cioè la superficie del suolo o dell'acqua (così come le piante, la neve e la copertura di ghiaccio), riceve e perde continuamente calore in modi diversi. Attraverso la superficie terrestre, il calore viene trasferito verso l'alto nell'atmosfera e verso il basso nel suolo o nell'acqua.
In primo luogo, la radiazione totale e la controradiazione proveniente dall'atmosfera arrivano alla superficie terrestre. Vengono più o meno assorbiti dalla superficie, vanno cioè a riscaldare gli strati superiori del terreno e dell'acqua. Allo stesso tempo la superficie terrestre si irradia e allo stesso tempo cede calore.
In secondo luogo, il calore arriva alla superficie terrestre dall'alto, dall'atmosfera, per conduzione termica. Allo stesso modo, il calore fuoriesce dalla superficie terrestre nell'atmosfera. Per conduzione termica, anche il calore si sposta dalla superficie terrestre al suolo e all'acqua, oppure arriva alla superficie terrestre dalle profondità del suolo e dell'acqua.
In terzo luogo, la superficie terrestre riceve calore quando il vapore acqueo dell'aria si condensa su di essa o, al contrario, cede calore quando l'acqua evapora da essa. Nel primo caso viene rilasciato calore latente, nel secondo il calore passa allo stato latente.
In qualsiasi periodo di tempo, la stessa quantità di calore lascia la superficie terrestre su e giù mentre riceve dall’alto e dal basso durante questo periodo. Se così non fosse, la legge di conservazione dell’energia non sarebbe soddisfatta: bisognerebbe supporre che l’energia appaia o scompaia sulla superficie terrestre. Tuttavia è possibile che, ad esempio, più calore salga verso l'alto di quello proveniente dall'alto; in questo caso l'eccesso di scambio termico deve essere coperto dall'arrivo di calore in superficie dalle profondità del suolo o dall'acqua.
Quindi, la somma algebrica di tutti gli afflussi e deflussi di calore sulla superficie terrestre deve essere uguale a zero. Ciò è espresso dall'equazione del bilancio termico della superficie terrestre.
Per scrivere questa equazione, per prima cosa combiniamo la radiazione assorbita e la radiazione efficace in un bilancio di radiazione.
Indichiamo con P l'arrivo del calore dall'aria o il suo rilascio nell'aria per conduttività termica. Lo stesso guadagno o flusso attraverso lo scambio di calore con strati più profondi di suolo o acqua sarà chiamato A. La perdita di calore durante l'evaporazione o il suo l'arrivo durante la condensazione sulla superficie terrestre sarà indicato con LE, dove L è il calore specifico di evaporazione ed E - la massa dell'acqua evaporata o condensata.
Possiamo anche dire che il significato dell'equazione è che il bilancio radiativo sulla superficie terrestre è bilanciato dal trasferimento di calore non radiativo (Fig. 5.1).
L'equazione (1) è valida per qualsiasi periodo di tempo, compreso un periodo pluriennale.
Dal fatto che il bilancio termico della superficie terrestre è zero, non ne consegue che la temperatura superficiale non cambi. Quando la trasmissione del calore è diretta verso il basso, il calore che arriva in superficie dall'alto e da essa scende in profondità, rimane in gran parte nello strato più superficiale del suolo o dell'acqua (nel cosiddetto strato attivo). La temperatura di questo strato, e quindi la temperatura della superficie terrestre, aumenta. Al contrario, quando il calore viene trasferito attraverso la superficie terrestre dal basso verso l'alto, nell'atmosfera, il calore esce principalmente dallo strato attivo, con conseguente diminuzione della temperatura superficiale.
Di giorno in giorno e di anno in anno, la temperatura media dello strato attivo e della superficie terrestre in qualsiasi luogo cambia poco. Ciò significa che durante il giorno entra in profondità nel suolo o nell'acqua quasi la stessa quantità di calore che ne esce durante la notte. Tuttavia, durante le giornate estive, verso il basso scende un po' più calore di quello che proviene dal basso. Pertanto, gli strati di suolo e acqua, e quindi la loro superficie, si riscaldano giorno dopo giorno. In inverno avviene il processo inverso. Questi cambiamenti stagionali nel flusso e nel flusso di calore nel suolo e nell'acqua sono quasi equilibrati nel corso dell'anno e la temperatura media annuale della superficie terrestre e dello strato attivo cambia poco di anno in anno.
Equilibrio termico della Terra- il rapporto tra l'energia entrante e quella uscente (radiante e termica) sulla superficie terrestre, nell'atmosfera e nel sistema Terra-atmosfera. La principale fonte di energia per la stragrande maggioranza dei processi fisici, chimici e biologici nell'atmosfera, nell'idrosfera e negli strati superiori della litosfera è la radiazione solare, pertanto la distribuzione e il rapporto delle componenti del bilancio termico caratterizzano le sue trasformazioni in queste conchiglie.
Il bilancio termico è una particolare formulazione della legge di conservazione dell'energia e viene compilato per una sezione della superficie terrestre (bilancio termico della superficie terrestre); per una colonna verticale passante attraverso l'atmosfera (bilancio termico dell'atmosfera); per la stessa colonna che attraversa l'atmosfera e gli strati superiori della litosfera o dell'idrosfera (bilancio termico del sistema Terra-atmosfera).
Equazione del bilancio termico della superficie terrestre:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
rappresenta la somma algebrica dei flussi di energia tra un elemento della superficie terrestre e lo spazio circostante. In questa formula:
R - bilancio della radiazione, la differenza tra la radiazione solare a onde corte assorbita e la radiazione efficace a onde lunghe dalla superficie terrestre.
P è il flusso di calore che si genera tra la superficie sottostante e l'atmosfera;
F0 - si osserva un flusso di calore tra la superficie terrestre e gli strati più profondi della litosfera o dell'idrosfera;
LE - consumo di calore per l'evaporazione, definito come il prodotto della massa di acqua evaporata E e il calore di evaporazione L bilancio termico
Questi flussi includono il bilancio della radiazione (o radiazione residua) R - la differenza tra la radiazione solare a onde corte assorbita e la radiazione effettiva a onde lunghe dalla superficie terrestre. Un valore positivo o negativo del bilancio radiante viene compensato da più flussi di calore. Poiché la temperatura della superficie terrestre solitamente non è uguale alla temperatura dell'aria, tra la superficie sottostante e l'atmosfera si verifica un flusso di calore P. Un flusso di calore simile F0 si osserva tra la superficie terrestre e gli strati più profondi della litosfera o idrosfera. In questo caso, il flusso di calore nel suolo è determinato dalla conduttività termica molecolare, mentre nei serbatoi lo scambio di calore, di regola, è di natura più o meno turbolenta. Il flusso di calore F0 tra la superficie di un serbatoio e i suoi strati più profondi è numericamente uguale alla variazione del contenuto di calore del serbatoio in un dato intervallo di tempo e al trasferimento di calore attraverso le correnti nel serbatoio. Di notevole importanza nel bilancio termico della superficie terrestre è solitamente il consumo di calore per l'evaporazione LE, che è definito come il prodotto della massa di acqua evaporata E e il calore di evaporazione L. Il valore di LE dipende dall'umidificazione del superficie terrestre, la sua temperatura, l'umidità dell'aria e l'intensità dello scambio termico turbolento nello strato superficiale dell'aria, che determina la velocità di trasferimento del vapore acqueo dalla superficie terrestre all'atmosfera.
L’equazione del bilancio termico atmosferico ha la forma:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
dove ΔW è l'entità della variazione del contenuto di calore all'interno della parete verticale della colonna atmosferica.
Il bilancio termico dell'atmosfera è composto dal suo bilancio radiativo Ra; calore in entrata o in uscita Lr durante le trasformazioni di fase dell'acqua nell'atmosfera (g - precipitazione totale); afflusso o deflusso di calore P dovuto allo scambio termico turbolento dell'atmosfera con la superficie terrestre; l'arrivo o la perdita di calore Fa causata dallo scambio termico attraverso le pareti verticali della colonna, che è associato a movimenti atmosferici ordinati e macroturbolenza. Inoltre, l'equazione del bilancio termico atmosferico include il termine ΔW, pari alla variazione del contenuto di calore all'interno della colonna.
L'equazione del bilancio termico del sistema Terra-atmosfera corrisponde alla somma algebrica dei termini delle equazioni del bilancio termico della superficie terrestre e dell'atmosfera. I componenti del bilancio termico della superficie terrestre e dell'atmosfera per varie regioni del globo sono determinati da osservazioni meteorologiche (nelle stazioni attinometriche, in speciali stazioni di bilancio termico, sui satelliti meteorologici della Terra) o da calcoli climatologici.
I valori di latitudine media dei componenti del bilancio termico della superficie terrestre per gli oceani, la terra e la Terra e il bilancio termico dell'atmosfera sono riportati nelle tabelle, dove i valori dei membri del bilancio termico sono considerati positivi se corrispondono all'arrivo del calore. Poiché queste tabelle si riferiscono alle condizioni medie annuali, non includono termini che caratterizzano i cambiamenti nel contenuto di calore dell'atmosfera e degli strati superiori della litosfera, poiché per queste condizioni sono prossimi allo zero.
Per la Terra come pianeta, insieme all’atmosfera, il diagramma del bilancio termico è presentato in Fig. Un’unità di superficie del confine esterno dell’atmosfera riceve un flusso di radiazione solare pari in media a circa 250 kcal/cm2 all’anno, di cui circa 1/3 riflessa nello spazio, e 167 kcal/cm2 all’anno. anno viene assorbito dalla Terra
Scambio di calore un processo spontaneo irreversibile di trasferimento di calore nello spazio, causato da un campo di temperatura non uniforme. Nel caso generale, il trasferimento di calore può essere causato anche dalla disomogeneità dei campi di altre grandezze fisiche, ad esempio da una differenza di concentrazione (effetto termico di diffusione). Esistono tre tipi di trasferimento di calore: conduttività termica, convezione e trasferimento di calore radiante (in pratica, il trasferimento di calore viene solitamente effettuato da tutti e 3 i tipi contemporaneamente). Lo scambio di calore determina o accompagna molti processi in natura (ad esempio, il corso dell’evoluzione di stelle e pianeti, processi meteorologici sulla superficie terrestre, ecc.). nella tecnologia e nella vita di tutti i giorni. In molti casi, ad esempio, quando si studiano i processi di essiccazione, raffreddamento evaporativo, diffusione, trasferimento di calore viene considerato insieme al trasferimento di massa. Lo scambio di calore tra due refrigeranti attraverso una parete solida che li separa o attraverso l'interfaccia tra loro è chiamato trasferimento di calore.
Conduttività termica uno dei tipi di trasferimento di calore (energia del movimento termico delle microparticelle) dalle parti più riscaldate del corpo a quelle meno riscaldate, portando all'equalizzazione della temperatura. Con la conduzione termica, il trasferimento di energia in un corpo avviene come risultato del trasferimento diretto di energia da particelle (molecole, atomi, elettroni) con energia maggiore a particelle con energia minore. Se la variazione relativa della temperatura di conduttività termica a una distanza dal percorso libero medio delle particelle l è piccola, allora la legge fondamentale della conduttività termica (legge di Fourier) è soddisfatta: la densità del flusso di calore q è proporzionale al gradiente di temperatura grad T , cioè (17)
dove λ è il coefficiente di conducibilità termica, o semplicemente conducibilità termica, non dipende dal grad T [λ dipende dallo stato di aggregazione della sostanza (vedi tabella), dalla sua struttura atomico-molecolare, temperatura e pressione, composizione (nella caso di una miscela o soluzione).
Il segno meno sul lato destro dell’equazione indica che la direzione del flusso di calore e il gradiente di temperatura sono reciprocamente opposti.
Il rapporto tra il valore Q e l'area della sezione trasversale F è chiamato flusso di calore specifico o carico termico ed è indicato con la lettera q.
(18)
I valori del coefficiente di conduttività termica λ per alcuni gas, liquidi e solidi ad una pressione atmosferica di 760 mm Hg sono selezionati dalle tabelle.
Trasferimento di calore. Scambio di calore tra due liquidi refrigeranti attraverso una parete solida che li separa o attraverso l'interfaccia tra loro. Il trasferimento di calore include il trasferimento di calore da un fluido più caldo alla parete, il trasferimento di calore nella parete, il trasferimento di calore dalla parete a un mezzo in movimento più freddo. L'intensità del trasferimento di calore durante il trasferimento di calore è caratterizzata dal coefficiente di trasferimento del calore k, numericamente pari alla quantità di calore che viene trasferita attraverso un'unità di superficie della parete per unità di tempo con una differenza di temperatura tra liquidi di 1 K; dimensione k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Il valore di R, il reciproco del coefficiente di scambio termico, è chiamato resistenza termica totale di scambio termico. Ad esempio, R di un muro a strato singolo
,
dove α1 e α2 sono i coefficienti di scambio termico dal liquido caldo alla superficie della parete e dalla superficie della parete al liquido freddo; δ - spessore della parete; λ - coefficiente di conducibilità termica. Nella maggior parte dei casi riscontrati nella pratica, il coefficiente di scambio termico viene determinato sperimentalmente. In questo caso, i risultati ottenuti vengono elaborati utilizzando metodi simili alla teoria
Trasferimento di calore radiante - Il trasferimento di calore per radiazione avviene come risultato dei processi di conversione dell'energia interna di una sostanza in energia di radiazione, trasferimento di energia di radiazione e suo assorbimento da parte della sostanza. L'andamento dei processi di trasferimento del calore radiante è determinato dalla posizione relativa nello spazio dei corpi che scambiano calore e dalle proprietà del mezzo che separa questi corpi. Una differenza significativa tra il trasferimento di calore radiante e altri tipi di trasferimento di calore (conduzione di calore, trasferimento di calore convettivo) è che può verificarsi in assenza di un mezzo materiale che separi le superfici di trasferimento del calore, poiché avviene a seguito della propagazione di onde elettromagnetiche radiazione.
L'energia radiante che cade nel processo di scambio termico radiante sulla superficie di un corpo opaco e caratterizzata dal valore del flusso di radiazione incidente Qpad viene parzialmente assorbita dal corpo e parzialmente riflessa dalla sua superficie (vedi figura).
Il flusso di radiazione assorbita Qabs è determinato dalla relazione:
Qabs = A Qpad, (20)
dove A è la capacità di assorbimento del corpo. A causa del fatto che per un corpo opaco
Qpad = Qab + Qotp, (21)
dove Qotr è il flusso di radiazione riflessa dalla superficie del corpo, quest’ultimo valore è pari a:
Qotr = (1 - A) Qpad, (22)
dove 1 - A = R è la riflettività del corpo. Se l'assorbimento di un corpo è 1, e quindi la sua riflettività è 0, cioè il corpo assorbe tutta l'energia incidente su di esso, allora si dice corpo assolutamente nero. Qualsiasi corpo la cui temperatura è diversa dallo zero assoluto emette energia a causa al riscaldamento del corpo. Questa radiazione è chiamata radiazione propria del corpo ed è caratterizzata dal flusso della propria radiazione Qgenerale. La radiazione intrinseca per unità di superficie del corpo è chiamata densità di flusso della radiazione intrinseca o emissività del corpo. Quest'ultima, secondo la legge della radiazione di Stefan-Boltzmann, è proporzionale alla quarta potenza della temperatura corporea. Il rapporto tra l'emissività di un corpo e l'emissività di un corpo assolutamente nero alla stessa temperatura è chiamato grado di emissività. Per tutti i corpi, il grado di nerezza è inferiore a 1. Se per alcuni corpi non dipende dalla lunghezza d'onda della radiazione, tale corpo è chiamato grigio. La natura della distribuzione dell'energia della radiazione di un corpo grigio sulle lunghezze d'onda è la stessa di quella di un corpo assolutamente nero, cioè è descritta dalla legge della radiazione di Planck. Il grado di nerezza di un corpo grigio è pari alla sua capacità di assorbimento.
La superficie di qualsiasi corpo compreso nel sistema emette flussi di radiazione riflessa Qotр e propria radiazione Qcob; la quantità totale di energia che lascia la superficie del corpo è chiamata flusso di radiazione efficace Qeff ed è determinata dalla relazione:
Qeff = Qotr + Qcob. (23)
Parte dell'energia assorbita dal corpo ritorna al sistema sotto forma di radiazione propria, quindi il risultato del trasferimento di calore radiante può essere rappresentato come la differenza tra i flussi della radiazione propria e assorbita. Grandezza
Qpez = Qcob - Qabl (24)
è chiamato flusso di radiazione risultante e mostra quanta energia un corpo riceve o perde per unità di tempo a seguito del trasferimento di calore radiante. Il flusso di radiazione risultante può anche essere espresso nella forma
Qpez = Qeff - Qpad, (25)
cioè come differenza tra il dispendio totale e l'arrivo totale dell'energia radiante sulla superficie del corpo. Quindi, considerando questo
Qpad = (Qcob - Qpe) / UN, (26)
otteniamo un’espressione largamente utilizzata nei calcoli dello scambio termico radiante:
Il compito del calcolo del trasferimento di calore radiante è, di norma, quello di trovare i flussi di radiazione risultanti su tutte le superfici incluse in un dato sistema, se si conoscono le temperature e le caratteristiche ottiche di tutte queste superfici. Per risolvere questo problema, oltre all'ultima relazione, è necessario chiarire la relazione tra il flusso Qpad su una data superficie ed i flussi Qeff su tutte le superfici comprese nel sistema di scambio termico radiante. Per trovare questa relazione, viene utilizzato il concetto di coefficiente di radiazione angolare medio, che mostra quale frazione della radiazione emisferica (cioè emessa in tutte le direzioni all'interno dell'emisfero) di una determinata superficie inclusa nel sistema di scambio termico radiante cade su questa superficie. Pertanto, il flusso Qpad su qualsiasi superficie compresa nel sistema di scambio termico radiante è determinato come la somma dei prodotti Qeff di tutte le superfici (compresa questa, se concava) e dei corrispondenti coefficienti di radiazione angolare.
Il trasferimento di calore radiante gioca un ruolo significativo nei processi di trasferimento di calore che si verificano a temperature di circa 1000 °C e superiori. È ampiamente utilizzato in vari campi della tecnologia: metallurgia, ingegneria dell'energia termica, energia nucleare, tecnologia missilistica, tecnologia chimica, tecnologia di essiccazione, tecnologia solare.
Assorbendo l'energia radiante del Sole, la Terra stessa diventa una fonte di radiazioni. Tuttavia, la radiazione del Sole e la radiazione della Terra sono significativamente diverse. La radiazione diretta, diffusa e riflessa proveniente dal Sole ha una lunghezza d'onda compresa tra 0,17 e 2-4 mk, e viene chiamato onda corta radiazione. La superficie riscaldata della terra, a seconda della sua temperatura, emette radiazioni principalmente nell'intervallo di lunghezze d'onda da 2-4 a 40 mk e viene chiamato onda lunga. In generale, sia la radiazione solare che quella proveniente dalla Terra hanno onde di tutte le lunghezze d'onda. Ma la maggior parte dell'energia (99,9%) si trova nell'intervallo di lunghezze d'onda specificato. La differenza nelle lunghezze d'onda delle radiazioni del Sole e della Terra gioca un ruolo importante nel regime termico della superficie terrestre.
Pertanto, riscaldato dai raggi del Sole, il nostro pianeta stesso diventa una fonte di radiazioni. I raggi a onda lunga, o calore, emessi dalla superficie terrestre, diretti dal basso verso l'alto, a seconda della lunghezza d'onda, attraversano senza ostacoli l'atmosfera o ne vengono ritardati. È stato stabilito che la radiazione di onde con una lunghezza di 9-12 mk entra liberamente nello spazio interstellare, a seguito del quale la superficie della terra perde parte del suo calore.
Per risolvere il problema del bilancio termico della superficie terrestre e dell'atmosfera, era necessario determinare quanta energia solare entra nelle diverse regioni della Terra e quanta di questa energia viene convertita in altri tipi.
I tentativi di calcolare la quantità di energia solare che entra nella superficie terrestre si trovano nel mezzo XIXsecolo, dopo la creazione dei primi strumenti attinometrici. Tuttavia, solo negli anni '40 XXsecolo, iniziò un ampio sviluppo del problema dello studio del bilancio termico. Ciò è stato facilitato dal diffuso sviluppo della rete attinometrica delle stazioni negli anni del dopoguerra, soprattutto durante la preparazione dell'Anno geofisico internazionale. Solo in URSS, all'inizio dell'IGY, il numero di stazioni attinometriche raggiunse le 200. Allo stesso tempo, il volume delle osservazioni in queste stazioni aumentò in modo significativo. Oltre alla misurazione della radiazione a onde corte del Sole, è stato determinato il bilancio radiativo della superficie terrestre, cioè la differenza tra la radiazione a onde corte assorbita e la radiazione effettiva a onde lunghe della superficie sottostante. In numerose stazioni attinometriche sono state organizzate osservazioni della temperatura e dell'umidità dell'aria in quota. Ciò ha permesso di calcolare i costi del calore per l'evaporazione e il trasferimento di calore turbolento.
Oltre alle sistematiche osservazioni attinometriche effettuate presso una rete di stazioni attinometriche a terra secondo lo stesso tipo di programma, negli ultimi anni sono state condotte attività sperimentali per studiare i flussi di radiazioni nell'atmosfera libera. A questo scopo in alcune stazioni vengono effettuate misurazioni sistematiche del bilancio della radiazione a onde lunghe a diverse altitudini nella troposfera utilizzando speciali radiosonde. Queste osservazioni, così come i dati sui flussi di radiazione nell'atmosfera libera ottenuti utilizzando palloni liberi, aeroplani, razzi geofisici e satelliti terrestri artificiali, hanno permesso di studiare il regime dei componenti del bilancio termico.
Utilizzando materiali provenienti da studi sperimentali e utilizzando ampiamente metodi di calcolo, i dipendenti dell'Osservatorio geofisico principale prendono il nome. A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya. Vinnikov e altri sotto la guida di M. I. Budyko all'inizio degli anni '50 per la prima volta Una serie di mappe dei componenti del bilancio termico è stata costruita per l'intero globo. Questa serie di mappe fu pubblicata per la prima volta nel 1955. L'Atlante pubblicato conteneva mappe della distribuzione totale della radiazione solare, del bilancio della radiazione, della perdita di calore per evaporazione e del trasferimento di calore turbolento in media per ogni mese e anno. Negli anni successivi, in connessione con la ricezione di nuovi dati, soprattutto per il periodo IGY, i dati sulle componenti del bilancio termico furono chiariti e fu costruita una nuova serie di mappe, che furono pubblicate nel 1963.
Il bilancio termico della superficie terrestre e dell'atmosfera, tenendo conto dell'afflusso e del rilascio di calore per il sistema Terra-atmosfera, riflette la legge di conservazione dell'energia. Per comporre l’equazione del bilancio termico Terra-atmosfera, si dovrebbe tener conto di tutto il calore – ricevuto e consumato – da un lato, dall’intera Terra insieme all’atmosfera, e dall’altro, dalla superficie terrestre sottostante ( insieme all'idrosfera e alla litosfera) e l'atmosfera. Assorbendo l'energia radiante del Sole, la superficie terrestre perde parte di questa energia attraverso le radiazioni. Il resto viene speso per riscaldare questa superficie e gli strati inferiori dell'atmosfera, nonché per l'evaporazione. Il riscaldamento della superficie sottostante è accompagnato dal trasferimento di calore nel terreno e, se il terreno è bagnato, allo stesso tempo viene perso calore per evaporazione dell'umidità del suolo.
Pertanto, il bilancio termico della Terra nel suo insieme è costituito da quattro componenti.
Bilancio delle radiazioni ( R). È determinata dalla differenza tra la quantità di radiazione a onde corte assorbita dal Sole e la quantità di radiazione effettiva a onda lunga.
Scambio di calore nel suolo, che caratterizza il processo di trasferimento di calore tra gli strati superficiali e più profondi del suolo (UN). Questo scambio termico dipende dalla capacità termica e dalla conduttività termica del terreno.
Scambio termico turbolento tra la superficie terrestre e atmosfera (R).È determinata dalla quantità di calore che la superficie sottostante riceve o rilascia all'atmosfera, a seconda del rapporto tra le temperature della superficie sottostante e quella dell'atmosfera.
Calore speso per l'evaporazione( L.E.). È determinato dal prodotto del calore latente di vaporizzazione ( l) per evaporazione (E).
Questi componenti del bilancio termico sono interconnessi dalla seguente relazione:
R= UN+ P+ L.E.
I calcoli dei componenti del bilancio termico consentono di determinare come l'energia solare in entrata viene convertita sulla superficie terrestre e nell'atmosfera. Alle medie e alte latitudini l’afflusso della radiazione solare è positivo in estate e negativo in inverno. Secondo i calcoli a sud di 39° N. w. Il bilancio dell'energia radiante è positivo durante tutto l'anno: ad una latitudine di circa 50° sul territorio europeo dell'URSS, il bilancio è positivo da marzo a novembre e negativo durante i tre mesi invernali. A 80° di latitudine si osserva un bilancio radiativo positivo solo nel periodo maggio-agosto.
Secondo i calcoli del bilancio termico della Terra, la radiazione solare totale assorbita dalla superficie terrestre nel suo complesso rappresenta il 43% della radiazione solare che arriva al confine esterno dell'atmosfera. La radiazione effettiva dalla superficie terrestre è pari al 15% di questo valore, il bilancio radiativo - 28%, la perdita di calore per evaporazione - 23% e il trasferimento di calore turbolento - 5%.
Consideriamo ora alcuni risultati del calcolo delle componenti del bilancio termico per il sistema Terra-atmosfera. Ecco quattro mappe: radiazione totale per l'anno, bilancio radiativo, consumo di calore per evaporazione e consumo di calore per riscaldare l'aria mediante scambio termico turbolento, prese in prestito dall'Atlante del bilancio termico del globo (a cura di M. I. Budyko). Dalla mappa riportata in Figura 10 si deduce che i valori annui più elevati di radiazione totale si riscontrano nelle zone aride della Terra. In particolare, nel Sahara e nei deserti arabi, la radiazione totale annua supera le 200 kcal/cm2, e alle alte latitudini di entrambi gli emisferi non supera i 60-80kcal/cm2.
La Figura 11 mostra una mappa del bilancio radiativo. È facile osservare che alle alte e medie latitudini il bilancio radiativo aumenta verso le basse latitudini, a cui si associa un aumento della radiazione totale e assorbita. È interessante notare che, a differenza delle isoline della radiazione totale, le isoline del bilancio radiativo si rompono quando ci si sposta dagli oceani ai continenti, il che è dovuto alla differenza nell'albedo e nella radiazione effettiva. Queste ultime sono più piccole rispetto alla superficie dell’acqua, per cui il bilancio radiativo degli oceani supera il bilancio radiativo dei continenti.
Gli importi annuali più piccoli (circa 60 kcal/cm2) caratteristico delle zone dove predomina la nuvolosità, così come delle zone aride, dove alti valori di albedo e radiazione effettiva riducono il bilancio radiativo. I maggiori importi annuali del bilancio radiativo (80-90 kcal/cm2) sono tipici delle foreste tropicali e delle savane poco nuvolose, ma relativamente umide, dove l'afflusso di radiazioni, sebbene significativo, è maggiore, ma l'albedo e la radiazione effettiva sono maggiori che nelle regioni desertiche della Terra.
La distribuzione dei valori di evaporazione annuale è presentata nella Figura 12. Il consumo di calore per l'evaporazione è uguale al prodotto del valore di evaporazione e del calore latente di evaporazione (lE), è determinata principalmente dalla quantità di evaporazione, poiché il calore latente di evaporazione in condizioni naturali varia entro piccoli limiti ed è in media pari a 600 feci per grammo di acqua evaporata.
Come risulta dalla figura sopra, l’evaporazione dalla terra dipende principalmente dalle riserve di calore e umidità. Pertanto, le quantità massime annuali di evaporazione dalla superficie terrestre (fino a 1000 mm) si svolgono a latitudini tropicali, dove termiche significative
le risorse sono abbinate ad una maggiore idratazione. Tuttavia, gli oceani sono le fonti più importanti di evaporazione. I suoi valori massimi qui raggiungono 2500-3000 mm. In questo caso, l'evaporazione maggiore si verifica nelle zone con temperature relativamente elevate delle acque superficiali, in particolare nelle zone di correnti calde (Corrente del Golfo, Kuro-Sivo, ecc.). Al contrario, nelle zone con correnti fredde i valori di evaporazione sono piccoli. Alle medie latitudini c'è un ciclo annuale di evaporazione. Inoltre, a differenza della terraferma, la massima evaporazione sugli oceani si osserva nella stagione fredda, quando i grandi gradienti verticali di umidità dell’aria si combinano con l’aumento della velocità del vento.
Lo scambio termico turbolento tra la superficie sottostante e l'atmosfera dipende dalle condizioni di radiazione e umidità. Pertanto, il maggiore trasferimento di calore turbolento si verifica in quelle aree del territorio dove un grande afflusso di radiazioni è combinato con l'aria secca. Come si vede dalla mappa dei valori annui dello scambio termico turbolento (Fig. 13), si tratta di zone desertiche dove il suo valore raggiunge 60 kcal/cm2. L’entità dello scambio termico turbolento è piccola alle alte latitudini di entrambi gli emisferi, così come negli oceani. I valori massimi annui si riscontrano nella zona delle correnti marine calde (più di 30 kcal/cm 2 anni), dove si creano grandi differenze di temperatura tra acqua e aria. Pertanto, il maggiore trasferimento di calore dagli oceani avviene nella parte fredda dell’anno.
L'equilibrio termico dell'atmosfera è determinato dall'assorbimento della radiazione a onde corte e corpuscolare del Sole, radiazione a onde lunghe, scambio di calore radiante e turbolento, avvezione di calore, processi adiabatici, ecc. I dati sull'arrivo e sul consumo del calore solare vengono utilizzati dai meteorologi per spiegare la complessa circolazione dell'atmosfera e dell'idrosfera, la circolazione del calore e dell'umidità e molti altri processi e fenomeni che si verificano nell'aria e nell'acqua della Terra.
- Fonte-
Poghosyan, Kh.P. Atmosfera della Terra / H.P. Poghosyan [e altri]. – M.: Educazione, 1970.- 318 p.
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