Bilancio termico della superficie terrestre e del sistema terra-troposfera. Radiazioni e bilanci termici Scopri qual è il "bilancio termico della superficie terrestre" in altri dizionari
L'atmosfera, come la superficie terrestre, riceve quasi tutto il suo calore dal sole. Altre fonti di riscaldamento includono il calore proveniente dalle viscere della Terra, ma è solo una frazione di una percentuale della quantità totale di calore.
Sebbene la radiazione solare sia l'unica fonte di calore per la superficie terrestre, il regime termico dell'involucro geografico non è solo una conseguenza del bilancio di radiazione. Il calore solare viene convertito e ridistribuito sotto l'influenza di fattori terrestri e principalmente trasformato dall'aria e dalle correnti oceaniche. Essi, a loro volta, sono dovuti alla distribuzione non uniforme della radiazione solare alle latitudini. Questo è uno degli esempi più chiari 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 diverse latitudini, nonché tra oceani e continenti. Grazie a questo processo, sulla superficie terrestre si verifica una ridistribuzione spaziale molto complessa del calore secondo le direzioni superiori di movimento dell'aria e delle correnti oceaniche. Tuttavia, il trasferimento di calore totale è diretto, di regola, dalle basse latitudini alle alte latitudini e dagli oceani ai continenti.
La distribuzione del calore nell'atmosfera avviene per convezione, conduzione del calore e irraggiamento. La convezione termica si manifesta ovunque sul pianeta, i venti, le correnti d'aria ascendenti e discendenti sono onnipresenti. La convezione è particolarmente pronunciata ai tropici.
La conducibilità termica, cioè il trasferimento di calore durante il contatto diretto dell'atmosfera con una superficie calda o fredda della terra, ha un'importanza relativamente scarsa, poiché l'aria è un cattivo conduttore di calore. È questa proprietà che ha trovato ampia applicazione nella produzione di infissi con vetrocamera.
Gli afflussi e deflussi di calore nella bassa atmosfera non sono gli stessi a latitudini diverse. A nord di 38°N sh. viene emesso più calore che assorbito. Questa perdita è compensata dalle calde correnti oceaniche e d'aria dirette alle latitudini temperate.
Il processo di ricezione e dispendio di energia solare, riscaldamento e raffreddamento dell'intero sistema dell'atmosfera terrestre è caratterizzato da un bilancio termico. Se prendiamo la fornitura annuale di energia solare al limite superiore dell'atmosfera come 100%, il bilancio dell'energia solare sarà simile a questo: il 42% viene riflesso dalla Terra e ritorna nello spazio esterno (questo valore caratterizza l'energia solare albedo), con il 38% riflesso dall'atmosfera e il 4% dalla superficie terrestre. Il resto (58%) viene assorbito: il 14% - dall'atmosfera e il 44% - dalla superficie terrestre. La superficie riscaldata della Terra restituisce tutta l'energia da essa assorbita. Allo stesso tempo, la radiazione di energia dalla superficie terrestre è del 20%, il 24% viene speso per riscaldare l'aria e far evaporare l'umidità (5,6% per riscaldare l'aria e 18,4% per evaporare l'umidità).
Tali caratteristiche generali del bilancio termico del globo nel suo insieme. Infatti, per nastri latitudinali differenti per superfici differenti, il bilancio termico sarà tutt'altro che lo stesso. Pertanto, l'equilibrio termico di qualsiasi territorio è disturbato all'alba e al tramonto, quando le stagioni cambiano, a seconda delle condizioni atmosferiche (nuvolosità, umidità dell'aria e contenuto di polvere in esso), la natura della superficie (acqua o terra, foresta o cipolla, manto nevoso o terreno nudo). ), altitudine sul livello del mare. La maggior parte del calore viene irradiato di notte, in inverno e attraverso l'aria rarefatta, pulita e secca ad alta quota. Ma alla fine le perdite dovute all'irraggiamento vengono compensate dal calore proveniente dal Sole, e lo stato di equilibrio dinamico prevale sulla Terra nel suo insieme, altrimenti si scalderebbe o, al contrario, si raffredderebbe.
Temperatura dell'aria
Il riscaldamento dell'atmosfera avviene in modo piuttosto complicato. Brevi lunghezze d'onda della luce solare che vanno dal rosso visibile alla luce ultravioletta vengono convertite sulla superficie terrestre in onde di calore più lunghe, che in seguito, quando emesse dalla superficie terrestre, riscaldano l'atmosfera. Gli strati inferiori dell'atmosfera si riscaldano più velocemente di quelli superiori, il che è spiegato dalla radiazione termica indicata della superficie terrestre e dal fatto che hanno un'alta densità e sono saturi di vapore acqueo.
Una caratteristica della distribuzione verticale della temperatura nella troposfera è la sua diminuzione con l'altezza. Il gradiente di temperatura verticale medio, ovvero la diminuzione media calcolata per 100 m di altitudine, 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, si raffredda quasi due volte più lentamente dell'aria secca. Il coefficiente geotermico dell'aria secca nella troposfera è in media di 1 °C.
L'aria che sale dalla superficie terrestre riscaldata e dai 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 viene raffreddata. Se allo stesso tempo non riceve calore da nessuna parte e non lo dà da nessuna parte, l'intero processo descritto è chiamato raffreddamento adiabatico o dinamico. E viceversa l'aria scende, entra nella zona di alta pressione, viene condensata dall'aria che la circonda e l'energia meccanica viene convertita in energia termica. Per questo motivo, l'aria subisce un riscaldamento adiabatico, che è in media di 1 °C ogni 100 m di cedimento.
A volte la temperatura aumenta con l'altitudine. Questo fenomeno è chiamato inversione. Le cause di u "manifestazioni sono varie: l'irraggiamento della Terra sulle coperture di ghiaccio, il passaggio di forti correnti di aria calda su una superficie fredda. Le inversioni sono particolarmente caratteristiche delle regioni montuose: l'aria fredda pesante scorre nelle cavità montuose e vi ristagna, spostando l'aria calda più leggera verso l'alto.
Le variazioni giornaliere e annuali della temperatura dell'aria riflettono lo stato termico della superficie. Nello strato superficiale dell'aria, il massimo giornaliero è fissato tra le 14 e le 15 e il minimo si osserva dopo l'alba. La massima ampiezza giornaliera si svolge alle latitudini subtropicali (30 ° C), la più piccola - al polare (5 ° C). L'andamento 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 state rilevate alcune regolarità geografiche nella distribuzione delle temperature annuali sulla superficie terrestre.
1. In entrambi gli emisferi, le temperature medie stanno diminuendo verso i poli. Tuttavia, l'equatore termico - un parallelo caldo con una temperatura media annuale di 27°C - si trova nell'emisfero settentrionale a circa 15-20° di latitudine. Ciò è spiegato dal fatto che la terra occupa un'area più ampia qui rispetto all'equatore geografico.
2. Dall'equatore a nord e sud, le temperature cambiano in modo non uniforme. Tra l'equatore e il 25° parallelo, la diminuzione della temperatura è molto lenta: meno di due gradi ogni dieci gradi di latitudine. Tra 25° e 80° di latitudine in entrambi gli emisferi, le temperature scendono molto rapidamente. In alcuni punti, questa diminuzione supera i 10 ° C. Più verso i poli, il tasso di caduta della temperatura diminuisce nuovamente.
3. Le temperature medie annuali di tutti i paralleli dell'emisfero australe sono inferiori alla temperatura dei corrispondenti paralleli dell'emisfero settentrionale. La temperatura media dell'aria dell'emisfero settentrionale prevalentemente "continentale" è di +8,6 ° С a gennaio, +22,4 ° С a luglio; nell'emisfero "oceanico" meridionale, la temperatura media di luglio è +11,3 ° С, a gennaio - +17,5 ° С. L'ampiezza annuale delle fluttuazioni della temperatura dell'aria nell'emisfero settentrionale è doppia a causa delle peculiarità della distribuzione di terra e mare alle corrispondenti latitudini e l'effetto rinfrescante della grandiosa cupola di ghiaccio dell'Antartide sul clima dell'emisfero australe.
Le mappe isotermiche forniscono importanti caratteristiche della distribuzione delle temperature dell'aria sulla Terra. Pertanto, sulla base dell'analisi della distribuzione delle isoterme di luglio sulla superficie terrestre, si possono formulare le seguenti principali conclusioni.
1. Nelle regioni extratropicali di entrambi gli emisferi, le isoterme sui continenti si piegano a nord rispetto alla sua posizione sulle finestre. Nell'emisfero settentrionale, ciò è dovuto al fatto che la terra è riscaldata più del mare e, nel sud, il rapporto opposto: in questo momento, la terra è più fredda del mare.
2. Negli oceani, le isoterme di luglio riflettono l'influenza delle correnti di temperatura dell'aria fredda. Ciò è particolarmente evidente lungo quelle coste occidentali del Nord America e dell'Africa, bagnate dalla fredda corrispondenza delle correnti oceaniche della California e delle Canarie. Nell'emisfero australe, le isoterme sono curve nella direzione opposta a nord, anche sotto l'influenza delle correnti fredde.
3. Le temperature medie più alte nel mese di luglio si osservano nei deserti situati a nord dell'equatore. Fa particolarmente caldo in questo momento 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, più contrastanti. Questo è più pronunciato nell'emisfero settentrionale. Le forti curve delle isoterme verso il Polo Nord riflettono un aumento del ruolo termico delle correnti oceaniche della Corrente del Golfo nell'Oceano Atlantico e del Kuro-Sio nell'Oceano Pacifico.
2. Nelle regioni extratropicali di entrambi gli emisferi, le isoterme sopra i continenti sono notevolmente curve a sud. Ciò è dovuto al 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 rettilineo (latitudinale). L'assenza di anomalie significative nel corso delle isoterme qui è spiegata dalla significativa predominanza della superficie dell'acqua rispetto al suolo. Un'analisi dell'andamento delle isoterme indica una stretta dipendenza delle temperature non solo dall'entità della radiazione solare, ma anche dalla ridistribuzione del calore da parte delle correnti oceaniche e d'aria.
Il concetto di campo termobarico della Terra
Fluttuazioni stagionali del bilancio di radiazione
Le fluttuazioni stagionali del regime di radiazione della Terra nel suo insieme corrispondono ai cambiamenti nell'irradiazione degli emisferi settentrionale e meridionale durante la rivoluzione annuale della Terra attorno al Sole.
Nella fascia equatoriale non ci sono fluttuazioni stagionali del calore solare: sia a dicembre che a luglio il bilancio di irraggiamento è di 6-8 kcal/cm 2 a terra e 10-12 kcal/cm 2 al mese in mare.
Nelle zone tropicali le fluttuazioni stagionali sono già espresse abbastanza chiaramente. Nell'emisfero settentrionale - in Nord Africa, Asia meridionale e America centrale - a dicembre il bilancio di radiazione è di 2-4 kcal / cm 2 ea giugno 6-8 kcal / cm 2 al mese. Lo stesso quadro si osserva nell'emisfero australe: il bilancio di radiazione è più alto a dicembre (estate), più basso a giugno (inverno).
In tutta la zona temperata a dicembre, a nord delle zone subtropicali (la linea di bilancio zero passa attraverso la Francia, l'Asia centrale e l'isola di Hokkaido), il saldo è negativo. A giugno, anche vicino al Circolo Polare Artico, il bilancio radiativo è di 8 kcal/cm2 al mese. La massima ampiezza del bilancio di radiazione è caratteristica dell'emisfero settentrionale continentale.
Il regime termico della troposfera è determinato sia dall'afflusso di calore solare sia dalla dinamica delle masse d'aria, che effettuano l'advezione del caldo e del freddo. D'altra parte, il movimento stesso dell'aria è causato da un gradiente di temperatura (un calo della temperatura per unità di distanza) tra le latitudini equatoriali e polari e tra oceani e continenti. Come risultato di questi complessi processi dinamici, si è formato il campo termobarico della Terra. Entrambi i suoi elementi - temperatura e pressione - sono così interconnessi che è consuetudine in geografia parlare di un unico campo termobarico della Terra.
Il calore ricevuto dalla superficie terrestre viene convertito e ridistribuito dall'atmosfera e dall'idrosfera. Il calore viene speso principalmente per evaporazione, scambio di calore turbolento e ridistribuzione del calore tra terra e oceano.
La maggior quantità di calore viene spesa per l'evaporazione dell'acqua dagli oceani e dai continenti. Alle latitudini tropicali degli oceani, l'evaporazione consuma circa 100-120 kcal / cm 2 all'anno e nelle zone d'acqua con correnti calde fino a 140 kcal / cm 2 all'anno, che corrisponde all'evaporazione di uno strato d'acqua di 2 m di spessore . Nella fascia equatoriale si spende molta meno energia per l'evaporazione, cioè circa 60 kcal/cm 2 all'anno; ciò equivale all'evaporazione di uno strato d'acqua di un metro.
Nei continenti il massimo consumo di calore per evaporazione si verifica nella zona equatoriale con il suo clima umido. Alle latitudini tropicali della terra ci sono deserti con evaporazione trascurabile. Alle latitudini temperate, il costo del calore per l'evaporazione negli oceani è 2,5 volte maggiore che sulla terraferma. La superficie dell'oceano assorbe dal 55 al 97% di tutte le radiazioni che cadono su di essa. Sull'intero pianeta, l'80% della radiazione solare viene spesa per l'evaporazione e circa il 20% per il trasferimento di calore turbolento.
Il calore speso per l'evaporazione dell'acqua viene ceduto all'atmosfera durante la condensazione del vapore sotto forma di calore latente di vaporizzazione. Questo processo svolge un ruolo importante nel riscaldamento dell'aria e nel movimento delle masse d'aria.
La quantità massima di calore per l'intera troposfera dalla condensazione del vapore acqueo viene ricevuta dalle latitudini equatoriali - circa 100-140 kcal / cm 2 all'anno. Ciò è dovuto all'afflusso di un'enorme quantità di umidità portata qui dagli alisei dalle acque tropicali e all'innalzamento dell'aria sopra l'equatore. Alle latitudini tropicali secche, la quantità di calore latente di vaporizzazione è naturalmente trascurabile: meno di 10 kcal/cm2 all'anno nei deserti continentali e circa 20 kcal/cm2 all'anno negli oceani. L'acqua gioca un ruolo decisivo nel regime termico e dinamico dell'atmosfera.
Il calore radiativo entra anche nell'atmosfera attraverso lo scambio di calore dell'aria turbolenta. L'aria è un cattivo conduttore di calore, quindi la conduttività termica molecolare può fornire il riscaldamento solo di uno strato inferiore dell'atmosfera insignificante (pochi metri). La troposfera è riscaldata dalla miscelazione turbolenta, a getto, a vortice: l'aria dello strato inferiore adiacente alla terra si riscalda, sale a getti e l'aria fredda superiore scende al suo posto, che si riscalda anche. In questo modo, il calore viene rapidamente trasferito dal suolo all'aria, da uno strato all'altro.
Il flusso di calore turbolento è maggiore sui continenti e minore sugli oceani. Raggiunge il suo valore massimo nei deserti tropicali, fino a 60 kcal / cm 2 all'anno, nelle zone equatoriali e subtropicali diminuisce a 30-20 kcal / cm 2 e nelle zone temperate - 20-10 kcal / cm 2 all'anno. Su un'area più ampia degli oceani, l'acqua emette circa 5 kcal/cm2 all'anno nell'atmosfera, e solo alle latitudini subpolari l'aria dalla Corrente del Golfo e da Kuroshivo riceve calore fino a 20-30 kcal/cm2 all'anno.
In contrasto con il calore latente di vaporizzazione, il flusso turbolento è debolmente trattenuto dall'atmosfera. Nei deserti si trasmette verso l'alto e si dissipa, motivo per cui le zone desertiche agiscono come aree di raffreddamento dell'atmosfera.
Il regime termico dei continenti è diverso per la loro posizione geografica. Il costo del calore per evaporazione nei continenti settentrionali è determinato dalla loro posizione nella zona temperata; in Africa e in Australia - l'aridità delle loro vaste aree. In tutti gli oceani, un'enorme percentuale di calore viene spesa per l'evaporazione. Quindi parte di questo calore viene ceduto ai continenti e isola il clima delle alte latitudini.
Un'analisi del trasferimento di calore tra la superficie dei continenti e degli oceani permette di trarre le seguenti conclusioni:
1. Alle latitudini equatoriali di entrambi gli emisferi, l'atmosfera riceve calore dagli oceani riscaldati fino a 40 kcal / cm 2 all'anno.
2. Quasi nessun calore entra nell'atmosfera dai deserti tropicali continentali.
3. La linea di equilibrio zero passa attraverso i subtropicali, vicino a 40 0 di latitudine.
4. Alle latitudini temperate, il consumo di calore per irraggiamento è maggiore della radiazione assorbita; ciò significa che la temperatura dell'aria climatica delle latitudini temperate è determinata non dal calore solare, ma dal calore advettivo (portato dalle basse latitudini).
5. Il bilancio di radiazione della Terra-Atmosfera è dissimmetrico rispetto al piano equatoriale: alle latitudini polari dell'emisfero settentrionale raggiunge i 60, e alle corrispondenti latitudini meridionali - solo 20 kcal/cm 2 all'anno; il calore viene trasferito all'emisfero settentrionale più intensamente che a quello meridionale, circa 3 volte. L'equilibrio del sistema Terra-atmosfera determina la temperatura dell'aria.
8.16 Riscaldamento e raffreddamento dell'atmosfera nel processo di interazione del sistema "oceano-atmosfera-continente"
L'assorbimento dei raggi solari da parte dell'aria non fornisce più di 0,10 C di calore allo strato chilometro inferiore della troposfera. L'atmosfera riceve non più di 1/3 del calore direttamente dal Sole, ne assorbe 2/3 dalla superficie terrestre e, soprattutto, dall'idrosfera, che le cede calore attraverso il vapore acqueo evaporato dalla superficie della guscio d'acqua.
I raggi del sole che sono passati attraverso l'involucro gassoso del pianeta incontrano l'acqua nella maggior parte dei punti della superficie terrestre: negli oceani, nei corpi idrici e nelle paludi terrestri, nel suolo umido e nel fogliame delle piante. L'energia termica della radiazione solare viene spesa principalmente per l'evaporazione. La quantità di calore consumata per unità di acqua in evaporazione è chiamata calore latente di vaporizzazione. Quando il vapore condensa, il calore di vaporizzazione entra nell'aria e la riscalda.
L'assimilazione del calore solare da parte dei corpi idrici differisce dal riscaldamento della terra. La capacità termica dell'acqua è circa 2 volte maggiore di quella del suolo. Con la stessa quantità di calore, l'acqua si riscalda due volte più debolmente del suolo. Durante il raffreddamento, il rapporto viene invertito. Se una massa d'aria fredda penetra in una superficie oceanica calda, il calore penetra in uno strato fino a 5 km. Il riscaldamento della troposfera è dovuto al calore latente di vaporizzazione.
La miscelazione turbolenta dell'aria (casuale, irregolare, caotica) crea correnti di convezione, la cui intensità e direzione dipendono dalla natura del terreno e dalla circolazione planetaria delle masse d'aria.
Il concetto di processo adiabatico. Un ruolo importante nel regime termico dell'aria appartiene al processo adiabatico.
Il concetto di processo adiabatico. Il ruolo più importante nel regime termico dell'atmosfera appartiene al processo adiabatico. Il riscaldamento e il raffreddamento adiabatico dell'aria avviene nella stessa massa, senza scambio di calore con altri mezzi.
Quando l'aria scende dagli strati superiori o medi della troposfera o lungo le pendici delle montagne, entra negli strati più densi da strati rarefatti, le molecole di gas si avvicinano l'una all'altra, le loro collisioni si intensificano e l'energia cinetica del movimento delle molecole d'aria si trasforma in calore . L'aria viene riscaldata senza ricevere calore né da altre masse d'aria né dalla superficie terrestre. Il riscaldamento adiabatico si verifica, ad esempio, nella zona tropicale, sui deserti e sugli oceani alle stesse latitudini. Il riscaldamento adiabatico dell'aria è accompagnato dalla sua essiccazione (che è la ragione principale della formazione dei deserti nella zona tropicale).
Nelle correnti ascendenti, l'aria si raffredda adiabaticamente. Dalla densa troposfera inferiore, sale alla rarefatta troposfera media e superiore. Allo stesso tempo, la sua densità diminuisce, le molecole si allontanano l'una dall'altra, si scontrano meno spesso, l'energia termica ricevuta dall'aria dalla superficie riscaldata si trasforma in energia cinetica, viene spesa in lavori meccanici per espandere il gas. Questo spiega il raffreddamento dell'aria mentre sale.
L'aria secca si raffredda adiabaticamente di 1 0 C per 100 m di altitudine, questo è un processo adiabatico. Tuttavia, l'aria naturale contiene vapore acqueo, che condensa per rilasciare calore. Pertanto, infatti, la temperatura scende di 0,6 0 C ogni 100 m (o 6 0 C ogni 1 km di altitudine). Questo è un processo adiabatico umido.
Durante l'abbassamento, sia l'aria secca che quella umida si riscaldano allo stesso modo, poiché in questo caso non si verifica condensazione dell'umidità e non viene rilasciato il calore latente di vaporizzazione.
Le caratteristiche più chiaramente tipiche del regime termico della terra si manifestano nei deserti: gran parte della radiazione solare viene riflessa dalla loro superficie luminosa, il calore non viene speso per evaporazione e va a riscaldare le rocce secche. Da loro durante il giorno l'aria viene riscaldata ad alte temperature. Nell'aria secca, il calore non persiste e viene liberamente irradiato nell'atmosfera superiore e nello spazio interplanetario. I deserti fungono anche da finestre di raffreddamento per l'atmosfera su scala planetaria.
Per valutare correttamente il grado di riscaldamento e raffreddamento delle varie superfici del terreno, calcolare l'evaporazione per , determinare le variazioni del contenuto di umidità nel suolo, sviluppare metodi per prevedere il gelo e valutare anche l'impatto dei lavori di bonifica sulle condizioni climatiche del strato d'aria superficiale, sono necessari dati sul bilancio termico della superficie terrestre.
La superficie terrestre riceve e perde continuamente calore a causa dell'esposizione a una varietà di flussi di radiazioni a onde corte e lunghe. Assorbendo in misura maggiore o minore la radiazione totale e la contro radiazione, la superficie terrestre si riscalda ed emette radiazioni a onde lunghe, il che significa che perde calore. Il valore che caratterizza la perdita di calore della terra
la superficie è la radiazione effettiva. È uguale alla differenza tra la radiazione propria della superficie terrestre e la contro radiazione dell'atmosfera. Poiché la controirradiazione dell'atmosfera è sempre leggermente inferiore a quella della terra, questa differenza è positiva. Durante il giorno, la radiazione effettiva è bloccata dalla radiazione a onde corte assorbita. Di notte, in assenza di radiazione solare a onde corte, la radiazione efficace abbassa la temperatura della superficie terrestre. Con tempo nuvoloso, a causa dell'aumento della controirraggiamento dell'atmosfera, l'irraggiamento effettivo è molto inferiore che con tempo sereno. Raffreddamento minore e notturno della superficie terrestre. Alle medie latitudini, la superficie terrestre perde per irraggiamento effettivo circa la metà della quantità di calore che riceve dalla radiazione assorbita.
L'arrivo e il consumo di energia radiante è stimato dal valore del bilancio di radiazione della superficie terrestre. È uguale alla differenza tra la radiazione assorbita ed effettiva, lo stato termico della superficie terrestre dipende da esso: il suo riscaldamento o raffreddamento. Durante il giorno è quasi sempre positivo, cioè l'apporto termico supera il consumo. Di notte, il bilancio della radiazione è negativo e uguale alla radiazione effettiva. I valori annuali del bilancio radiativo della superficie terrestre, ad eccezione delle latitudini più elevate, sono ovunque positivi. Questo calore in eccesso viene speso per riscaldare l'atmosfera mediante conduzione di calore turbolento, per evaporazione e per scambio di calore con strati più profondi di suolo o acqua.
Se consideriamo le condizioni di temperatura per un lungo periodo (un anno o meglio un certo numero di anni), allora la superficie terrestre, l'atmosfera separatamente e il sistema "Terra-atmosfera" sono in uno stato di equilibrio termico. La loro temperatura media varia poco di anno in anno. In accordo con la legge di conservazione dell'energia, possiamo assumere che la somma algebrica dei flussi di calore che arrivano sulla superficie terrestre e ne escono sia uguale a zero. Questa è l'equazione per il bilancio termico della superficie terrestre. Il suo significato è che l'equilibrio di radiazione della superficie terrestre è bilanciato dal trasferimento di calore non radiativo. L'equazione del bilancio termico, di norma, non tiene conto (a causa della loro piccolezza) di flussi come il calore trasportato dalle precipitazioni, il consumo di energia per la fotosintesi, il guadagno di calore dall'ossidazione della biomassa, nonché il consumo di calore per lo scioglimento del ghiaccio o della neve , guadagno di calore dal congelamento dell'acqua.
Anche l'equilibrio termico del sistema "Terra-atmosfera" per un lungo periodo è pari a zero, cioè la Terra come pianeta è in equilibrio termico: la radiazione solare che arriva al limite superiore dell'atmosfera è bilanciata dalla radiazione che esce l'atmosfera dal limite superiore dell'atmosfera.
Se prendiamo l'aria che arriva al limite superiore come 100%, il 32% di questa quantità viene dissipata nell'atmosfera. Di questi, il 6% torna nello spazio mondiale. Di conseguenza, il 26% arriva sulla superficie terrestre sotto forma di radiazione diffusa; Il 18% della radiazione viene assorbita dall'ozono, dagli aerosol e viene utilizzata per riscaldare l'atmosfera; il 5% viene assorbito dalle nuvole; Il 21% delle radiazioni fuoriesce nello spazio a causa del riflesso delle nuvole. Pertanto, la radiazione che arriva sulla superficie terrestre è del 50%, di cui la radiazione diretta rappresenta il 24%; Il 47% viene assorbito dalla superficie terrestre e il 3% della radiazione in entrata viene riflessa nello spazio. Di conseguenza, il 30% della radiazione solare fuoriesce dal limite superiore dell'atmosfera nello spazio. Questo valore è chiamato l'albedo planetario della Terra. Per il sistema Terra-atmosfera, il 30% della radiazione solare riflessa e diffusa, il 5% della radiazione terrestre e il 65% della radiazione atmosferica, ovvero solo il 100%, ritornano nello spazio attraverso il limite superiore dell'atmosfera.
Consideriamo innanzitutto le condizioni termiche della superficie terrestre e gli strati più superficiali del suolo e dei corpi idrici. Ciò è necessario perché gli strati inferiori dell'atmosfera sono riscaldati e raffreddati soprattutto dallo scambio di calore radiativo e non radiativo con gli strati superiori di suolo e acqua. Pertanto, le variazioni di temperatura negli strati inferiori dell'atmosfera sono determinate principalmente dalle variazioni della temperatura della superficie terrestre e seguono queste variazioni.
La superficie terrestre, cioè la superficie del suolo o dell'acqua (così come la vegetazione, la neve, la copertura di ghiaccio), riceve e perde continuamente calore in vari modi. 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 contro radiazione dell'atmosfera entrano nella superficie terrestre. Vengono assorbiti in misura maggiore o minore dalla superficie, cioè vanno a riscaldare gli strati superiori del suolo e dell'acqua. Allo stesso tempo, la superficie terrestre stessa irradia e perde calore nel processo.
In secondo luogo, il calore arriva alla superficie terrestre dall'alto, dall'atmosfera, per conduzione. Allo stesso modo, il calore fuoriesce dalla superficie terrestre nell'atmosfera. Per conduzione, il calore lascia anche la superficie terrestre nel suolo e nell'acqua, o arriva alla superficie terrestre dalle profondità del suolo e dell'acqua.
In terzo luogo, la superficie terrestre riceve calore quando il vapore acqueo si condensa su di essa dall'aria o, al contrario, perde calore quando l'acqua evapora da essa. Nel primo caso viene rilasciato calore latente, nel secondo caso il calore passa in uno stato latente.
In qualsiasi periodo di tempo, la stessa quantità di calore sale e scende dalla superficie terrestre che riceve dall'alto e dal basso durante questo periodo. Se così fosse, la legge di conservazione dell'energia non sarebbe soddisfatta: bisognerebbe presumere che l'energia sorga o scompaia sulla superficie terrestre. Tuttavia, è possibile che, ad esempio, salga più calore di quello proveniente dall'alto; in questo caso, il trasferimento di calore in eccesso dovrebbe essere coperto dall'arrivo di calore in superficie dalle profondità del suolo o dell'acqua.
Quindi, la somma algebrica di tutte le entrate e le spese di calore sulla superficie terrestre dovrebbe essere uguale a zero. Ciò è espresso dall'equazione del bilancio termico della superficie terrestre.
Per scrivere questa equazione, in primo luogo, combiniamo la radiazione assorbita e la radiazione effettiva in un bilancio di radiazione.
L'arrivo di calore dall'aria o il suo ritorno nell'aria per conduzione termica sarà indicato con P. Lo stesso reddito o consumo per scambio termico con strati più profondi di suolo o acqua sarà chiamato A. La perdita di calore durante l'evaporazione o la sua arrivo durante la condensazione sulla superficie terrestre sarà indicato con LE, dove L è il calore specifico di evaporazione ed E è la massa dell'acqua evaporata o condensata.
Si può 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, anche per molti anni.
Il fatto che il bilancio termico della superficie terrestre sia zero non significa che la temperatura superficiale non cambi. Quando il trasferimento di calore è diretto verso il basso, il calore che affiora in superficie dall'alto e lo lascia in profondità in essa rimane in larga misura nello strato più superficiale del suolo o dell'acqua (nel cosiddetto strato attivo). Anche 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 fuoriesce principalmente dallo strato attivo, per cui la temperatura superficiale diminuisce.
Di giorno in giorno e di anno in anno, la temperatura media dello strato attivo e della superficie terrestre in qualsiasi luogo varia poco. Ciò significa che durante il giorno, quasi tanto calore entra nelle profondità del suolo o dell'acqua durante il giorno quanto ne esce di notte. Ma comunque, durante le giornate estive, il caldo scende un po' più di quanto non provenga dal basso. Pertanto, gli strati di suolo e acqua, e quindi la loro superficie, vengono riscaldati giorno dopo giorno. In inverno si verifica il processo inverso. Questi cambiamenti stagionali nell'apporto di calore - consumo di calore nel suolo e nell'acqua quasi si bilanciano nel corso dell'anno e la temperatura media annuale della superficie terrestre e dello strato attivo varia poco di anno in anno.
Bilancio termico della Terra- il rapporto tra reddito e consumo di energia (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, quindi la distribuzione e il rapporto delle componenti del bilancio termico caratterizzano le sue trasformazioni in questi conchiglie.
Il bilancio termico è una particolare formulazione della legge di conservazione dell'energia ed è compilato per una sezione della superficie terrestre (il bilancio termico della superficie terrestre); per una colonna verticale passante nell'atmosfera (bilancio termico dell'atmosfera); per la stessa colonna passante per l'atmosfera e gli strati superiori della litosfera o dell'idrosfera (equilibrio termico del sistema Terra-atmosfera).
L'equazione per il 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 di radiazione, la differenza tra la radiazione solare a onde corte assorbita e la radiazione effettiva a onde lunghe dalla superficie terrestre.
P è il flusso di calore che si verifica 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 evaporazione, che è definito come il prodotto della massa di acqua evaporata E e il calore di evaporazione L bilancio termico
Questi flussi includono il Bilancio di 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. Il valore positivo o negativo del bilancio di irraggiamento viene compensato da diversi flussi di calore. Poiché la temperatura della superficie terrestre di solito non è uguale alla temperatura dell'aria, tra la superficie sottostante e l'atmosfera si crea un flusso di calore P. Un flusso di calore F0 simile si osserva tra la superficie terrestre e gli strati più profondi della litosfera o dell'idrosfera. In questo caso, il flusso di calore nel suolo è determinato dalla conducibilità termica molecolare, mentre nei corpi idrici il trasferimento di calore, di regola, ha un carattere turbolento in misura maggiore o minore. Il flusso di calore F0 tra la superficie del giacimento e i suoi strati più profondi è numericamente uguale alla variazione del contenuto di calore del giacimento in un dato intervallo di tempo e al trasferimento di calore da parte delle correnti nel giacimento. Nel bilancio termico della superficie terrestre, il consumo di calore per l'evaporazione LE ha solitamente un'importanza significativa, che è definito come il prodotto della massa dell'acqua evaporata E per il calore di evaporazione L. Il valore di LE dipende dall'umidificazione di la superficie terrestre, la sua temperatura, l'umidità dell'aria e l'intensità del trasferimento di calore turbolento nello strato d'aria superficiale, che determina la velocità di trasferimento del vapore acqueo dalla superficie terrestre all'atmosfera.
L'equazione del bilancio termico dell'atmosfera ha la forma:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
dove ΔW è la variazione del contenuto di calore all'interno della parete verticale della colonna atmosferica.
Il bilancio termico dell'atmosfera è composto dal suo bilancio di radiazione Ra; ingresso o uscita di calore Lr durante le trasformazioni di fase dell'acqua nell'atmosfera (r è la somma delle precipitazioni); l'arrivo o il consumo di calore P, dovuto al turbolento scambio termico dell'atmosfera con la superficie terrestre; guadagno o perdita di calore Fa causato dallo scambio di calore attraverso le pareti verticali della colonna, che è associato a movimenti atmosferici ordinati e macroturbolenza. Inoltre, l'equazione per il bilancio termico dell'atmosfera include il termine ΔW, che è uguale alla variazione del contenuto di calore all'interno della colonna.
L'equazione del bilancio termico per il sistema Terra-atmosfera corrisponde alla somma algebrica dei termini delle equazioni per il bilancio termico della superficie terrestre e dell'atmosfera. Le componenti del bilancio termico della superficie terrestre e dell'atmosfera per varie regioni del globo sono determinate da osservazioni meteorologiche (presso stazioni attinometriche, in speciali stazioni di bilancio termico, su satelliti meteorologici della Terra) o da calcoli climatologici.
I valori medi latitudinali delle componenti del bilancio termico della superficie terrestre per gli oceani, la terraferma e la Terra e il bilancio termico dell'atmosfera sono riportati nelle tabelle, dove si considerano i valori dei termini del bilancio termico positivo se corrispondono all'arrivo del calore. Poiché queste tabelle si riferiscono a condizioni medie annue, non includono termini che caratterizzano le variazioni del contenuto di calore dell'atmosfera e degli strati superiori della litosfera, poiché per queste condizioni sono prossime allo zero.
Per la Terra come pianeta, insieme all'atmosfera, il diagramma del bilancio termico è mostrato in Fig. Una superficie unitaria del confine esterno dell'atmosfera riceve un flusso di radiazione solare pari ad una media di circa 250 kcal/cm 2 all'anno, di cui circa 1/3 si riflette nello spazio mondiale, e 167 kcal/cm 2 all'anno viene assorbita dalla Terra
Scambio di calore processo spontaneo irreversibile di trasferimento di calore nello spazio, a causa di 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 la differenza di concentrazioni (effetto termico di diffusione). Esistono tre tipi di trasferimento di calore: conducibilità termica, convezione e trasferimento di calore radiante (in pratica, il trasferimento di calore viene solitamente eseguito da tutti e 3 i tipi contemporaneamente). Il trasferimento di calore determina o accompagna molti processi in natura (ad esempio, l'evoluzione di stelle e pianeti, processi meteorologici sulla superficie della Terra, 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. Il trasferimento di calore tra due refrigeranti attraverso una parete solida che li separa o attraverso l'interfaccia tra di loro è chiamato trasferimento di calore.
Conduttività termica uno dei tipi di trasferimento di calore (energia del movimento termico delle microparticelle) dalle parti del corpo più riscaldate a quelle meno riscaldate, che porta all'equalizzazione della temperatura. Con la conducibilità termica, il trasferimento di energia nel corpo avviene come risultato del trasferimento diretto di energia dalle particelle (molecole, atomi, elettroni) che hanno più energia alle particelle con meno energia. Se la variazione relativa della temperatura di conducibilità termica a una distanza dal percorso libero medio delle particelle l è piccola, allora la legge fondamentale della conducibilità 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 la conducibilità termica, o semplicemente la conducibilità termica, non dipende dal grad T [λ dipende dallo stato aggregato della sostanza (vedi tabella), dalla sua struttura atomica e molecolare, dalla temperatura e pressione, dalla composizione (nel caso di un 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 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 dalla lettera q.
(18)
Dalle tabelle sono selezionati i valori del coefficiente di conducibilità termica λ per alcuni gas, liquidi e solidi a una pressione atmosferica di 760 mm Hg.
Trasferimento di calore. Trasferimento di calore tra due refrigeranti attraverso una parete solida che li separa o attraverso l'interfaccia tra di loro. Il trasferimento di calore include il trasferimento di calore da un fluido più caldo alla parete, la conduttività termica 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 da un coefficiente di trasferimento di calore k, numericamente uguale alla quantità di calore che viene ceduta attraverso un'unità di superficie della parete per unità di tempo ad una differenza di temperatura tra i liquidi di 1 K; dimensione k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Il valore R, il reciproco del coefficiente di scambio termico, è chiamato scambio termico totale della resistenza termica. Ad esempio, R di un muro a strato singolo
,
dove α1 e α2 sono i coefficienti di trasmissione del calore dal liquido caldo alla superficie della parete e dalla superficie della parete al liquido freddo; δ - spessore della parete; λ è il coefficiente di conducibilità termica. Nella maggior parte dei casi incontrati nella pratica, il coefficiente di scambio termico è determinato empiricamente. In questo caso, i risultati ottenuti vengono elaborati dai metodi della teoria della similarità
Trasferimento di calore radiante - il trasferimento di calore radiativo viene effettuato come risultato dei processi di trasformazione dell'energia interna della materia in energia di radiazione, del trasferimento di energia di radiazione e del suo assorbimento da parte della materia. Il corso dei processi di trasferimento del calore radiante è determinato dalla disposizione reciproca nello spazio dei corpi che si scambiano calore, le proprietà del mezzo che separa questi corpi. La differenza essenziale tra il trasferimento di calore radiante e altri tipi di trasferimento di calore (conduzione termica, trasferimento di calore convettivo) è che può verificarsi anche in assenza di un mezzo materiale che separi le superfici di trasferimento del calore, poiché avviene per effetto del propagazione della radiazione elettromagnetica.
L'energia radiante incidente nel processo di trasferimento del calore radiante sulla superficie di un corpo opaco e caratterizzata dal valore del flusso di radiazione incidente Qinc viene parzialmente assorbita dal corpo e parzialmente riflessa dalla sua superficie (vedi Fig.).
Il flusso di radiazione assorbita Qabs è determinato dalla relazione:
Qabs \u003d Un Qpad, (20)
dove A è la capacità di assorbimento del corpo. A causa del fatto che per un corpo opaco
Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)
dove Qotr è il flusso di radiazione riflesso dalla superficie del corpo, quest'ultimo valore è pari a:
Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)
dove 1 - A \u003d R è la riflettività del corpo. Se l'assorbibilità 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 parla di corpo assolutamente nero.Qualsiasi corpo la cui temperatura è diversa dallo zero assoluto emette energia dovuta al riscaldamento del corpo. Questa radiazione è chiamata radiazione propria del corpo ed è caratterizzata dal flusso della propria radiazione Qe. L'auto-radiazione, correlata alla superficie unitaria del corpo, è chiamata densità di flusso della propria radiazione o emissività del corpo. Quest'ultimo, secondo la legge della radiazione di Stefan-Boltzmann, è proporzionale alla temperatura del corpo alla quarta potenza. Il rapporto tra l'emissività di un corpo e l'emissività di un corpo completamente nero alla stessa temperatura è chiamato grado di oscurità. Per tutti i corpi, il grado di oscurità è inferiore a 1. Se per qualche corpo non dipende dalla lunghezza d'onda della radiazione, allora 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 oscurità di un corpo grigio è uguale alla sua capacità di assorbimento.
La superficie di qualsiasi corpo che entra nel sistema emette flussi di radiazione riflessa Qotr e la propria radiazione Qcob; la quantità totale di energia che lascia la superficie del corpo è chiamata flusso di radiazione effettivo Qeff ed è determinata dalla relazione:
Qeff \u003d 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 propri e la radiazione assorbita. Valore
Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)
è chiamato flusso di radiazione risultante e mostra quanta energia il corpo riceve o perde per unità di tempo come risultato del trasferimento di calore radiante. Il flusso di radiazione risultante può anche essere espresso come
Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)
cioè come differenza tra il consumo totale e l'arrivo totale di energia radiante sulla superficie del corpo. Quindi, dato che
Qpad = (Qcob - Qpez) / A, (26)
otteniamo un'espressione ampiamente utilizzata nei calcoli del trasferimento di calore radiante:
Il compito del calcolo del trasferimento di calore radiante è, di regola, di trovare i flussi di radiazione risultanti su tutte le superfici comprese 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 scoprire la relazione tra il flusso Qinc 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 angolare medio di irraggiamento, che mostra su quale proporzione della radiazione emisferica (cioè emessa in tutte le direzioni all'interno dell'emisfero) di una certa superficie inclusa nel sistema di scambio termico radiante cade questa superficie. Pertanto, il flusso Qfall su qualsiasi superficie compresa nel sistema di scambio termico radiante è definito come la somma dei prodotti Qeff di tutte le superfici (compresa quella data, se concava) e dei corrispondenti coefficienti angolari di irraggiamento.
Il trasferimento di calore radiante svolge un ruolo significativo nei processi di trasferimento del calore che si verificano a temperature di circa 1000 °C e oltre. È ampiamente utilizzato in vari campi della tecnologia: nella metallurgia, nell'ingegneria dell'energia termica, nell'ingegneria dell'energia nucleare, nella tecnologia missilistica, nella tecnologia chimica, nella tecnologia di essiccazione e nella tecnologia solare.
La terra riceve calore assorbendo la radiazione solare a onde corte nell'atmosfera e soprattutto sulla superficie terrestre. La radiazione solare è praticamente l'unica fonte di calore nel sistema "atmosfera-terra". Altre fonti di calore (calore rilasciato durante il decadimento degli elementi radioattivi all'interno della Terra, calore gravitazionale, ecc.) in totale forniscono solo un cinque millesimo del calore che entra nel limite superiore dell'atmosfera dalla radiazione solare Quindi e quando si compila il bilancio termico equazione, possono essere ignorati.
Il calore viene perso con la radiazione a onde corte che lascia lo spazio mondiale, riflessa dall'atmosfera Soa e dalla superficie terrestre SOP, ea causa della radiazione effettiva della radiazione a onde lunghe Ee dalla superficie terrestre e della radiazione dell'atmosfera Еa.
Pertanto, al limite superiore dell'atmosfera, il bilancio termico della Terra come pianeta consiste nel trasferimento di calore radiante (radiativo):
SO - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)
dove?Se, la variazione del contenuto di calore del sistema "atmosfera - Terra" in un periodo di tempo? t.
Considera i termini di questa equazione per il periodo annuale. Il flusso di radiazione solare alla distanza media della Terra dal Sole è approssimativamente pari a 42,6-10° J/(m2-anno). Da questo flusso, la Terra riceve una quantità di energia pari al prodotto della costante solare I0 e dell'area della sezione trasversale della Terra pR2, cioè I0 pR2, dove R è il raggio medio della Terra. Sotto l'influenza della rotazione terrestre, questa energia viene distribuita su tutta la superficie del globo, pari a 4pR2. Di conseguenza, il valore medio del flusso di radiazione solare sulla superficie orizzontale della Terra, senza tener conto della sua attenuazione da parte dell'atmosfera, è Iо рR2/4рR3 = Iо/4, ovvero 0,338 kW/m2. Per un anno, si ricevono in media circa 10,66-109 J, o 10,66 GJ di energia solare per ogni metro quadrato della superficie del confine esterno dell'atmosfera, cioè Io = 10,66 GJ / (m2 * anno).
Considera il lato della spesa dell'equazione (1). La radiazione solare che è arrivata al confine esterno dell'atmosfera penetra parzialmente nell'atmosfera e viene parzialmente riflessa dall'atmosfera e dalla superficie terrestre nello spazio mondiale. Secondo gli ultimi dati, l'albedo medio della Terra è stimato al 33%: è la somma della riflessione delle nuvole (26%) e della riflessione dalla superficie sottostante (7:%). Quindi la radiazione riflessa dalle nuvole Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 GJ / (m2 * anno), la superficie terrestre - SOP = 10,66 * 0,07 = 0,75 GJ / (m2 * anno) e in generale la Terra riflette 3,52 GJ/ (m2*anno).
La superficie terrestre, riscaldata dall'assorbimento della radiazione solare, diventa una sorgente di radiazione a onde lunghe che riscalda l'atmosfera. La superficie di qualsiasi corpo che ha una temperatura superiore allo zero assoluto irradia continuamente energia termica. La superficie terrestre e l'atmosfera non fanno eccezione. Secondo la legge di Stefan-Boltzmann, l'intensità della radiazione dipende dalla temperatura del corpo e dalla sua emissività:
E = wT4, (2)
dove E è l'intensità della radiazione, o auto-radiazione, W / m2; c è l'emissività del corpo rispetto ad un corpo completamente nero, per cui c = 1; y - Costante di Stefan - Boltzmann, pari a 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T è la temperatura corporea assoluta.
I valori per le varie superfici vanno da 0,89 (superficie dell'acqua liscia) a 0,99 (erba verde densa). In media, per la superficie terrestre, v è preso pari a 0,95.
Le temperature assolute della superficie terrestre sono comprese tra 190 e 350 K. A tali temperature la radiazione emessa ha lunghezze d'onda di 4-120 micron e, quindi, è tutta infrarossa e non viene percepita dall'occhio.
La radiazione intrinseca della superficie terrestre - E3, calcolata dalla formula (2), è pari a 12,05 GJ / (m2 * anno), ovvero 1,39 GJ / (m2 * anno), ovvero il 13% in più rispetto alla radiazione solare arrivata al limite superiore dell'atmosfera S0. Un così grande ritorno di radiazione da parte della superficie terrestre porterebbe al suo rapido raffreddamento, se ciò non fosse impedito dall'assorbimento della radiazione solare e atmosferica da parte della superficie terrestre. La radiazione terrestre infrarossa, o radiazione propria della superficie terrestre, nell'intervallo di lunghezze d'onda da 4,5 a 80 micron viene assorbita intensamente dal vapore acqueo atmosferico e solo nell'intervallo da 8,5 a 11 micron passa attraverso l'atmosfera e va nello spazio mondiale. A sua volta, il vapore acqueo atmosferico emette anche radiazioni infrarosse invisibili, la maggior parte delle quali viene diretta sulla superficie terrestre e il resto va nello spazio mondiale. La radiazione atmosferica che arriva sulla superficie terrestre è chiamata controradiazione dell'atmosfera.
Dalla controirradiazione dell'atmosfera, la superficie terrestre assorbe il 95% della sua magnitudine, poiché, secondo la legge di Kirchhoff, la radianza di un corpo è uguale al suo assorbimento radiante. Pertanto, la controradiazione dell'atmosfera è un'importante fonte di calore per la superficie terrestre oltre alla radiazione solare assorbita. La controirradiazione dell'atmosfera non può essere determinata direttamente e viene calcolata con metodi indiretti. La contro radiazione dell'atmosfera assorbita dalla superficie terrestre Eza = 10,45 GJ / (m2 * anno). Rispetto a S0, è del 98%.
La controirradiazione è sempre minore di quella terrestre. Pertanto, la superficie terrestre perde calore a causa della differenza positiva tra la propria e la contro radiazione. La differenza tra l'autoirradiazione della superficie terrestre e la controirradiazione dell'atmosfera è chiamata radiazione effettiva (Ee):
Ee \u003d Ez - Eza (3)
scambio di calore solare sulla terra
La radiazione efficace è la perdita netta di energia radiante, e quindi di calore, dalla superficie terrestre. Questo calore che fuoriesce nello spazio è 1,60 GJ / (m2 * anno), ovvero il 15% della radiazione solare che è arrivata al limite superiore dell'atmosfera (freccia E3 in Fig. 9.1). Alle latitudini temperate, la superficie terrestre perde per irraggiamento effettivo circa la metà della quantità di calore che riceve dalla radiazione assorbita.
La radiazione dell'atmosfera è più complessa della radiazione della superficie terrestre. Innanzitutto, secondo la legge di Kirchhoff, l'energia viene emessa solo da quei gas che la assorbono, ovvero vapore acqueo, anidride carbonica e ozono. In secondo luogo, la radiazione di ciascuno di questi gas ha un carattere selettivo complesso. Poiché il contenuto di vapore acqueo diminuisce con l'altezza, gli strati più fortemente radianti dell'atmosfera si trovano ad altitudini di 6-10 km. Radiazione a onde lunghe dell'atmosfera nello spazio mondiale Еa=5,54 GJ/(m2*anno), che è il 52% dell'afflusso di radiazione solare al limite superiore dell'atmosfera. La radiazione a onde lunghe della superficie terrestre e dell'atmosfera che entra nello spazio è chiamata radiazione uscente EU. In totale è pari a 7,14 GJ/(m2*anno), ovvero il 67% dell'afflusso di radiazione solare.
Sostituendo i valori trovati di So, Soa, Sop, Ee ed Ea nell'equazione (1), otteniamo - ?Sz = 0, cioè la radiazione in uscita, insieme alla radiazione a onde corte riflessa e diffusa Soz, compensa l'afflusso di radiazione solare sulla Terra. In altre parole, la Terra, insieme all'atmosfera, perde tanta radiazione quanta ne riceve e, quindi, si trova in uno stato di equilibrio radiativo.
L'equilibrio termico della Terra è confermato da osservazioni a lungo termine della temperatura: la temperatura media della Terra varia poco di anno in anno, e rimane pressoché invariata da un lungo periodo all'altro.
