地球の表面と地球対流圏システムの熱収支。 放射と熱収支 「地球表面の熱収支」は他の辞書で調べてください

地球の表面と同様に、大気は太陽からほとんどすべての熱を受け取ります。 他の加熱源には、地球の腸から来る熱が含まれますが、それは総熱量のほんの一部です。

太陽放射は地球表面の唯一の熱源ですが、地理的エンベロープの熱体制は放射バランスの結果だけではありません。 太陽熱は、地上要因の影響下で変換および再分配され、主に気流と海流によって変換されます。 これらは、緯度間での太陽放射の不均一な分布によるものです。 これは、自然界のさまざまな構成要素の密接なグローバル接続と相互作用の最も明確な例の 1 つです。

地球の生命にとって、異なる緯度間、および海洋と大陸間の熱の再分配は重要です。 このプロセスのおかげで、気流と海流の優れた移動方向に従って、非常に複雑な熱の空間的再分配が地球の表面で発生します。 ただし、総熱伝達は、原則として、低緯度から高緯度へ、および海洋から大陸へ向けられます。

大気中の熱の分布は、対流、熱伝導、および放射によって発生します。 熱対流は地球上のあらゆる場所で発生し、風、上昇気流、下降気流が遍在しています。 対流は熱帯地方で特に顕著です。

空気は熱伝導率が低いため、熱伝導率、つまり、大気が地球の暖かいまたは冷たい表面と直接接触している間の熱の伝達は、比較的重要ではありません。 複層ガラスを備えた窓枠の製造に広く応用されているのは、この特性です。

下層大気における熱の流入と流出は、異なる緯度では同じではありません。 北緯38度より北 sh。 吸収されるよりも多くの熱が放出されます。 この損失は、温帯の緯度に向けられた暖かい海流と気流によって補われます。

太陽エネルギーの受け取りと支出、地球の大気のシステム全体の加熱と冷却のプロセスは、熱収支によって特徴付けられます。 大気の上部境界への太陽エネルギーの年間供給量を 100% とすると、太陽エネルギーのバランスは次のようになります。42% が地球から反射され、宇宙空間に戻ってきます (この値は地球のアルベド)、38% が大気で反射され、4% が地表で反射されます。 残り (58%) は吸収されます。14% は大気に、44% は地表に吸収されます。 地球の加熱された表面は、それによって吸収されたすべてのエネルギーを返します。 同時に、地球の表面によるエネルギーの放射は20％で、24％が空気の加熱と水分の蒸発に費やされます（空気の加熱に5.6％、水分の蒸発に18.4％）。

地球全体の熱収支のこのような一般的な特徴。 実際、さまざまな表面のさまざまな緯度帯では、熱収支は同じにはほど遠いでしょう。 したがって、季節が変化する日の出と日没時に、大気の状態（曇り、空気の湿度、ほこりの含有量）、表面の性質（水または土地、森林またはタマネギ、積雪または裸地)、海抜高度。 ほとんどの熱は夜間や冬に放射され、高地では希薄で清潔で乾燥した空気から放出されます。 しかし、最終的には、放射による損失は太陽からの熱によって補償され、動的平衡状態が地球全体に広がっています。

大気温

大気の加熱は、かなり複雑な方法で発生します。 可視赤色光から紫外光までの範囲の太陽光の短波長は、地表でより長い熱波に変換され、後で地表から放射されると大気を加熱します。 大気の下層は上層よりも速く暖められます。これは、地球表面の示されている熱放射と、それらが高密度で水蒸気で飽和しているという事実によって説明されます。

対流圏の温度の垂直分布の特徴は、高さとともに減少することです。 平均鉛直温度勾配、つまり高度 100 m ごとに計算された平均温度降下は 0.6 °C です。湿った空気の冷却には、結露が伴います。 この場合、蒸気の形成に費やされた一定量の熱が放出されます。 したがって、湿った空気が上昇すると、乾燥した空気のほぼ 2 倍の速度で冷却されます。 対流圏の乾燥空気の地熱係数は、平均で 1 °C です。

加熱された地表と水域から上昇する空気は、低圧ゾーンに入ります。 これにより、膨張することができ、これに関連して、一定量の熱エネルギーが運動エネルギーに変換されます。 このプロセスの結果として、空気は冷却されます。 同時にどこからも熱を受けず、どこにも熱を与えない場合、説明されているプロセス全体は断熱冷却または動的冷却と呼ばれます。 逆に、空気は下降し、高圧のゾーンに入り、周囲の空気によって凝縮され、機械的エネルギーが熱エネルギーに変換されます。 このため、空気は断熱加熱を受け、沈下が 100 m 進むごとに平均 1 °C になります。

高度とともに気温が上昇することもあります。 この現象は反転と呼ばれます。 u "症状の原因はさまざまです。氷に覆われた地球の放射、冷たい表面上の暖かい空気の強い流れの通過です。反転は特に山岳地域の特徴です。重い冷たい空気が山のくぼみに流れ込み、そこで停滞します。軽い暖かい空気を上に移動させます。

気温の日々および年間の変化は、地表の熱状態を反映しています。 空気の表層では、1 日最大値は午後 2 ～ 3 時に設定され、最小値は日の出後に観測されます。 最大の毎日の振幅は亜熱帯緯度（30°C）で発生し、最小 - 極地（5°C）で発生します。 気温の年間推移は、緯度、下にある表面の性質、海面からの高さ、起伏、および海からの距離によって異なります。

地球表面の年間気温の分布には、特定の地理的規則性が明らかにされています。

1. 両方の半球で、平均気温は極に向かって低下しています。 ただし、熱赤道 - 年間平均気温が 27°C の温暖な平行線 - は、北半球の緯度約 15 ～ 20° にあります。 これは、地理的な赤道よりもここで土地が占める面積が大きいという事実によって説明されます。

2. 赤道から南北にかけて気温が不均一に変化する。 赤道と緯度 25 度の間では、気温の低下は非常に遅く、緯度 10 度ごとに 2 度未満です。 両半球の緯度 25° から 80° の間では、気温が急速に低下します。 場所によっては、この低下は 10 °C を超えます。さらに極に向かって、温度低下率は再び低下します。

3. 南半球のすべての緯線の年間平均気温は、対応する北半球の緯線の気温よりも低くなっています。 主に「大陸」の北半球の平均気温は、1 月が +8.6 °C、7 月が +22.4 °C です。 南「大洋」半球では、7月の平均気温は+11.3°C、1月は-+17.5°C.北半球の気温変動の年間振幅は、分布の特殊性により2倍です。対応する緯度の陸と海、そして南極大陸の壮大なアイスドームが南半球の気候に及ぼす冷却効果。

等温線マップは、地球上の気温分布の重要な特徴を提供します。 したがって、地球表面の 7 月の等温線の分布の分析に基づいて、次の主要な結論を定式化することができます。

1. 両半球の温帯地域では、大陸上の等温線は、窓上の位置に対して北に曲がっています。 北半球では、これは陸が海よりも暖かく、南では反対の比率であるという事実によるものです。現時点では、陸は海よりも寒いです。

2. 海上では、7 月の等温線は寒気の温度の流れの影響を反映しています。 これは、北アメリカとアフリカの西海岸に沿って特に顕著であり、カリフォルニア海流とカナリア海流の冷たい対応によって洗い流されています. 南半球では、寒流の影響もあり、等温線は北と反対方向に湾曲しています。

3. 7 月の平均気温が最も高いのは、赤道の北に位置する砂漠です。 この時期、カリフォルニア、サハラ、アラビア、イラン、およびアジアの内陸部では特に暑いです。

1月の等温線の分布にも特徴があります。

1. 北の海洋と南の陸地の等温線の曲がりはさらに顕著になり、より対照的になります。 これは北半球で最も顕著です。 北極に向かう等温線の強い曲がりは、大西洋のメキシコ湾流海流と太平洋のクロシオの熱的役割の増加を反映しています。

2. 両半球の温帯地域では、大陸上の等温線が著しく南に曲がっています。 これは、北半球では陸地が寒く、南半球では海よりも暖かいためです。

3. 1 月の平均気温が最も高くなるのは、南半球の熱帯の砂漠です。

4. 7 月と同様に、1 月に地球上で最も寒冷化が進んだ地域は、南極大陸とグリーンランドです。

一般に、南半球の 1 年のすべての季節における等温線は、より直線的な (緯度の) 走向パターンを持っていると言えます。 ここでの等温線の経過に重大な異常がないことは、陸地よりも水面がかなり優勢であることによって説明されます。 等温線の経過を分析すると、温度は太陽放射の大きさだけでなく、海流と気流による熱の再分配にも密接に依存していることがわかります。

地球の熱圧場の概念

放射収支の季節変動

地球全体の放射線体制の季節変動は、太陽の周りの地球の年次公転中の北半球と南半球の日射量の変化に対応しています。

赤道地帯で 太陽熱に季節変動はなく、12 月と 7 月の放射収支は陸地で 6 ～ 8 kcal/cm 2 、海上で 10 ～ 12 kcal/cm 2 です。

熱帯では 季節変動はすでに非常に明確に表現されています。 北半球（北アフリカ、南アジア、中央アメリカ）では、12 月の放射収支は 2 ～ 4 kcal / cm 2、6 月は 6 ～ 8 kcal / cm 2 です。 南半球でも同じ状況が見られます。放射収支は 12 月 (夏) に高く、6 月 (冬) に低くなります。

温帯全域 12 月には、亜熱帯の北 (ゼロ バランス ラインはフランス、中央アジア、北海道を通過します) では、バランスがマイナスになります。 北極圏に近い6月でも、月間放射収支は8kcal/cm2。 放射収支の最大振幅は、大陸北半球の特徴です。

対流圏の熱体制は、太陽熱の流入と、熱と寒さの移流を実行する気団のダイナミクスの両方によって決定されます。 一方、空気の動き自体は、赤道と極緯度の間、および海洋と大陸の間の温度勾配 (単位距離あたりの気温の低下) によって引き起こされます。 これらの複雑な動的プロセスの結果として、地球の熱気圧場が形成されました。 その要素 - 温度と圧力 - は相互に関連しているため、地理学では地球の単一の熱圧場について話すのが通例です。

地球の表面が受け取った熱は、大気と水圏によって変換され、再分配されます。 熱は、主に蒸発、乱流熱交換、および陸と海の間の熱の再分配に費やされます。

海洋と大陸からの水の蒸発に最大量の熱が費やされます。 海の熱帯緯度では、蒸発は年間約100〜120 kcal / cm 2を消費し、暖流のある水域では年間最大140 kcal / cm 2を消費します。これは、厚さ2 mの水層の蒸発に相当します。 . 赤道帯では、蒸発に費やされるエネルギーははるかに少なく、つまり、年間約60 kcal / cm 2です。 これは、1 メートルの水層の蒸発に相当します。

大陸では、蒸発のための最大の熱消費は、湿度の高い気候の赤道地帯で発生します。 土地の熱帯の緯度では、ごくわずかな蒸発を伴う砂漠があります。 温帯の緯度では、海での蒸発にかかる熱のコストは陸上の 2.5 倍です。 海洋の表面は、それに当たるすべての放射線の 55 ～ 97% を吸収します。 地球全体では、太陽放射の 80% が蒸発に費やされ、約 20% が乱流熱伝達に費やされます。

水の蒸発に費やされた熱は、蒸気の凝縮中に気化潜熱の形で大気に伝達されます。 このプロセスは、空気と気団の動きを加熱する上で重要な役割を果たします。

水蒸気の凝縮による対流圏全体の最大熱量は、赤道緯度によって受け取られます - 年間約100-140 kcal / cm 2です。 これは、熱帯海域からの貿易風によってここにもたらされた大量の水分の流入と、赤道上の空気の上昇によるものです。 乾燥した熱帯緯度では、気化潜熱の量は自然に無視できます。大陸の砂漠では年間 10 kcal/cm2 未満、海洋では年間約 20 kcal/cm2 です。 水は、大気の熱的および動的な体制において決定的な役割を果たします。

放射熱は、乱気流熱交換によって大気にも入ります。 空気は熱伝導率が低いため、分子の熱伝導率は、大気のわずかな（数メートル）下層のみを加熱できます。 対流圏は、乱流、ジェット、渦の混合によって加熱されます。地球に隣接する下層の空気が加熱され、ジェットで上昇し、上部の冷たい空気がその場所に下降し、これも加熱されます。 このようにして、熱は土壌から空気へ、ある層から別の層へと素早く伝達されます。

乱流熱流は、大陸では大きく、海洋では小さくなります。 熱帯砂漠では年間最大60 kcal / cm 2に達し、赤道および亜熱帯では30〜20 kcal / cm 2に減少し、温帯では年間20〜10 kcal / cm 2に減少します。 海の広い範囲では、水は大気に年間約 5 kcal/cm2 を放出し、亜極緯度でのみメキシコ湾流と黒潮からの空気は年間 20 ～ 30 kcal/cm2 の熱を受け取ります。

気化潜熱とは対照的に、乱流は大気によって弱く保持されます。 砂漠の上では、それは上向きに伝達されて消散します。これが、砂漠地帯が大気の冷却領域として機能する理由です。

大陸の熱体制は、地理的な位置により異なります。 北大陸での蒸発熱のコストは、温帯での位置によって決まります。 アフリカとオーストラリアでは、広大な地域の乾燥。 すべての海洋では、蒸発に大量の熱が費やされます。 次に、この熱の一部が大陸に移動し、高緯度の気候を断熱します。

大陸の表面と海洋の間の熱伝達を分析すると、次の結論を導き出すことができます。

1.両方の半球の赤道緯度では、大気は加熱された海洋から年間最大40 kcal / cm 2の熱を受け取ります。

2. 大陸の熱帯砂漠から大気中に入る熱はほとんどありません。

3. ゼロバランス線は、緯度 40 度付近の亜熱帯を通過します。

4. 温帯の緯度では、放射による熱消費は、吸収された放射よりも大きくなります。 これは、温帯緯度の気候気温が太陽ではなく、移流（低緯度からもたらされる）熱によって決定されることを意味します。

5.地球大気の放射収支は、赤道面に対して非対称です。北半球の極緯度では60に達し、対応する南緯度では年間わずか20 kcal / cm 2です。 熱は南半球よりも約 3 倍集中的に北半球に伝達されます。 地球大気系のバランスが気温を決定します。

8.16. 「海洋-大気-大陸」系の相互作用過程における大気の加熱と冷却

空気による太陽光線の吸収は、対流圏のより低いキロメートルの層に 0.1℃以下の熱を与えます。 大気は太陽から直接熱の 1/3 しか受け取らず、地球の表面から 2/3 を吸収し、とりわけ水圏から熱を吸収します。ウォーターシェル。

惑星のガスエンベロープを通過した太陽光線は、地球の表面のほとんどの場所で水に出会います。海、水域、湿地、湿った土壌、植物の葉などです。 太陽放射の熱エネルギーは、主に蒸発に費やされます。 蒸発する水の単位あたりに消費される熱量は、蒸発潜熱と呼ばれます。 蒸気が凝縮すると、気化熱が空気に入り、加熱されます。

水域による太陽熱の同化は、土地の加熱とは異なります。 水の熱容量は土の約2倍です。 同じ熱量で、水は土の 2 倍弱く加熱されます。 冷却すると、比率が逆転します。 冷たい気団が暖かい海面に浸透すると、熱は最大 5 km の層に浸透します。 対流圏の加熱は気化潜熱によるものです。

乱気流混合 (ランダム、不均一、無秩序) は対流を生み出し、その強度と方向は、地形の性質と気団の惑星循環に依存します。

断熱過程の概念。 空気の熱体制における重要な役割は、断熱プロセスに属します。

断熱過程の概念。 大気の熱体制における最も重要な役割は、断熱プロセスに属します。 空気の断熱加熱と冷却は、他の媒体との熱交換なしで、同じ質量で発生します。

空気が対流圏の上層、中層、山の斜面を下降する際、希薄層からより密集した層に入り、ガス分子同士が接近し、衝突が激しくなり、空気分子の運動の運動エネルギーが熱に変わる. 空気は、他の気団や地表から熱を受け取ることなく加熱されます。 断熱加熱は、たとえば、同じ緯度の熱帯地帯、砂漠、および海洋で発生します。 空気の断熱加熱には乾燥が伴います（これが熱帯地域で砂漠が形成される主な理由です）。

上昇気流では、空気は断熱的に冷えます。 密集した下部対流圏から、希薄な中部および上部対流圏に上昇します。 同時に、その密度が低下し、分子が互いに離れ、衝突する頻度が少なくなり、加熱された表面から空気が受け取った熱エネルギーが運動エネルギーに変わり、ガスを膨張させるための機械的仕事に費やされます。 これは、空気が上昇するにつれて冷却されることを説明しています。

乾燥した空気は、標高 100 m ごとに 1 ℃ ずつ断熱的に冷却されます。これは断熱プロセスです。 しかし、自然の空気には水蒸気が含まれており、これが凝縮して熱を放出します。 したがって、実際には、気温は 100 m ごとに 0.6 °C (または高度 1 km ごとに 6 °C) 低下します。 これは湿潤断熱プロセスです。

下げると、乾燥した空気と湿った空気の両方が均等に加熱されます。この場合、結露が発生せず、蒸発潜熱が放出されないためです。

土地の熱体制の最も明確な典型的な特徴は、砂漠に現れています。太陽放射の大部分は明るい表面から反射され、熱は蒸発に費やされず、乾燥した岩石を加熱します。 日中はそれらから空気が高温に加熱されます。 乾燥した空気では、熱は滞留せず、上層大気と惑星間空間に自由に放射されます。 砂漠は、惑星規模で大気の冷却窓としても機能します。

さまざまな地球表面の加熱と冷却の程度を正確に評価するために、 の蒸発量を計算し、土壌の水分含有量の変化を決定し、凍結を予測する方法を開発し、埋め立て作業が気候条件に与える影響を評価します。地表の空気層、地表の熱収支に関するデータが必要です。

地球の表面は、短波放射と長波放射のさまざまな流れにさらされた結果、絶えず熱を受け取ったり失ったりしています。 多かれ少なかれ総放射と反放射を吸収することで、地球の表面は加熱され、長波放射を放出します。つまり、熱が失われます。 地球の熱損失を特徴付ける値
表面は実効放射です。 それは、地球表面の自身の放射と大気の逆放射との差に等しい。 大気の逆放射は常に地球の逆放射よりもいくらか少ないため、この差は正です。 日中は、吸収された短波放射によって実効放射が遮断されます。 夜間、短波の太陽放射がない場合、実効放射によって地表の温度が低下します。 曇りの天候では、大気の逆放射が増加するため、実効放射は晴天の場合よりもはるかに少なくなります。 地表の夜間の冷却が少なくなります。 中緯度では、地球の表面は、吸収された放射から受け取る熱量の約半分を実効放射によって失います。

放射エネルギーの到達と消費は、地球表面の放射収支の値によって推定されます。 これは、吸収された放射と有効な放射の差に等しく、地球の表面の熱状態はそれに依存します-加熱または冷却。 日中は、ほぼ常にプラスです。つまり、入熱が消費を上回ります。 夜間の放射収支は負であり、実効放射と等しくなります。 最高緯度を除いて、地球表面の放射収支の年間値はどこでも正です。 この余分な熱は、乱流熱伝導による大気の加熱、蒸発、および土壌や水のより深い層との熱交換に費やされます。

長期間（1年以上、数年）の温度条件を考えると、地球の表面、大気、および「地球大気」システムは、熱平衡状態にあります。 彼らの平均気温は年ごとにほとんど変化しません。 エネルギー保存の法則に従って、地表に出入りする熱流束の代数和はゼロに等しいと仮定できます。 これが地球表面の熱収支の方程式です。 その意味は、地球表面の放射バランスが非放射熱伝達によってバランスが取れているということです。 原則として、熱収支の方程式は、降水によって運ばれる熱、光合成のためのエネルギー消費、バイオマスの酸化による熱獲得、氷や雪を溶かすための熱消費などの流れを (その小ささのために) 考慮していません。 、凍結水からの熱増加。

長期にわたる「地球-大気」システムの熱バランスもゼロに等しくなります。つまり、惑星としての地球は熱平衡状態にあります。大気の上部境界に到達する太陽​​放射は、大気の上部境界に到達する放射によってバランスが取られます。大気の上部境界からの大気。

上限に到達する空気を 100% とすると、この量の 32% が大気中に散逸します。 これらのうち、6% はワールド空間に戻されます。 その結果、26% は散乱放射線の形で地表に到達します。 放射線の 18% はオゾンやエアロゾルに吸収され、大気の加熱に使用されます。 5% は雲に吸収されます。 放射線の 21% は、雲からの反射の結果として宇宙に逃げます。 したがって、地表に到達する放射線は 50% で、そのうち直接放射線は 24% を占めます。 地表では 47% が吸収され、入ってくる放射線の 3% が反射されて宇宙空間に戻されます。 その結果、太陽放射の 30% が大気の上部境界から宇宙空間に漏れ出します。 この値は、地球の惑星アルベドと呼ばれます。 地球大気系の場合、反射および散乱された太陽放射の 30%、地上放射の 5%、大気放射の 65%、つまり 100% のみが大気の上部境界を通って宇宙空間に戻ります。

まず、地球の表面と土壌と水域の最上層の熱的条件を考えてみましょう。 これは、大気の下層が、土壌と水の上層との放射および非放射熱交換によって加熱および冷却されるために必要です。 したがって、大気の下層の温度変化は、主に地表の温度変化によって決定され、それに追従します。

地球の表面、つまり土壌や水の表面 (および植生、雪、氷の覆い) は、さまざまな方法で継続的に熱を受け取ったり失ったりします。 地球の表面を通して、熱は上向きに - 大気に、そして下向きに - 土壌または水に伝達されます。

まず、大気の総放射と逆放射が地表に入ります。 それらは多かれ少なかれ表面に吸収されます。つまり、土壌と水の上層を加熱します。 同時に、地球の表面自体が放射し、その過程で熱を失います。

第二に、熱は伝導によって上空から地表にやってくる。 同じように、熱は地表から大気中に逃げます。 伝導によって、熱は地表から土と水に放出されるか、土と水の深部から地表に到達します。

第三に、地球の表面は、水蒸気が空気から凝結するときに熱を受け取り、逆に、水が蒸発するときに熱を失います。 最初のケースでは潜熱が放出され、2番目のケースでは熱が潜伏状態になります。

いつでも、同じ量の熱が地表から上下に移動し、この間に上下から受ける熱量と同じです。 そうでなければ、エネルギー保存の法則は成立しません。地球の表面でエネルギーが発生または消滅すると仮定する必要があります。 ただし、たとえば、上から来るよりも多くの熱が上昇する可能性があります。 この場合、過剰な熱伝達は、土壌または水の深さから地表に到達する熱によってカバーする必要があります。

したがって、地表での熱のすべての収入と支出の代数和はゼロに等しくなるはずです。 これは地表の熱収支の式で表されます。

この方程式を書くには、まず、吸収された放射線と有効な放射線を組み合わせて放射線収支を計算します。

空気からの熱の到達または熱伝導による空気への戻りは P で表されます。土壌または水のより深い層との熱交換による同じ収入または消費は A と呼ばれます。地表への凝縮中の到達は LE で表されます。ここで、L は蒸発の比熱であり、E は蒸発または凝縮した水の質量です。

この方程式の意味は、地球表面の放射収支が非放射熱伝達によって均衡しているということとも言えます（図 5.1）。

式 (1) は、何年にもわたって有効です。

地表の熱収支がゼロだからといって、地表温度が変わらないわけではありません。 熱伝達が下向きの場合、上から表面に出て奥深くに残った熱は、大部分が土壌または水の最上層 (いわゆる活性層) に残ります。 この層の温度、したがって地表の温度も上昇します。 逆に、熱が地表を下から上に向かって大気中に伝達されると、熱は主に活性層から放出され、その結果、表面温度が低下します。

日ごと、年ごとに、活動層と地球表面の平均気温は、どの場所でもほとんど変化しません。 これは、日中、夜間に熱が土壌や水から離れるのとほぼ同じ量の熱が、日中に土壌や水の深部に入り込むことを意味します。 それでも、夏の日中は、熱が下から来るよりも少し下がります。 したがって、土壌と水の層、したがってそれらの表面は日々加熱されています。 冬には、逆のプロセスが発生します。 これらの入熱量の季節的変化 - 土壌と水の熱消費量は年間を通じてほぼ均衡し、地表と活動層の年間平均気温は年ごとにほとんど変化しません。

地球の熱収支- 地球の表面、大気、および地球 - 大気システムにおけるエネルギー（放射および熱）の収入と消費の比率。 大気、水圏、およびリソスフェアの上層における圧倒的多数の物理的、化学的、および生物学的プロセスの主なエネルギー源は太陽放射であるため、熱収支の構成要素の分布と比率は、これらの変化を特徴付けますシェル。

熱収支は、エネルギー保存則の特定の定式化であり、地球の表面のセクション (地球表面の熱収支) について編集されます。 大気を通過する垂直柱の場合（大気の熱収支）; 大気とリソスフェアまたは水圏の上層を通過する同じ柱の場合（地球大気システムの熱収支）。

地表の熱収支の式:

R + P + F0 + LE = 0. (15)

地球の表面の要素と周囲の空間との間のエネルギーの流れの代数和を表します。 この式では:

R - 放射バランス、吸収された短波太陽放射と地表からの長波実効放射との差。

P は、下にある表面と大気の間で発生する熱流束です。

F0 - 地表とリソスフェアまたは水圏のより深い層との間で熱の流れが観察されます。

LE - 蒸発した水の質量 E と蒸発熱 L の熱収支の積として定義される蒸発の熱消費量

これらのストリームには、放射収支 (または残留放射) R が含まれます。これは、吸収された短波太陽放射と地表からの長波有効放射との差です。 放射バランスの正または負の値は、いくつかの熱流束によって補償されます。 通常、地表の温度は気温と等しくないため、地表と大気の間で熱流束 P が発生します. 同様の熱流束 F0 は、地表とリソスフェアまたは水圏のより深い層の間で観察されます. この場合、土壌内の熱流束は分子熱伝導率によって決まりますが、水域では、熱伝達は原則として、多かれ少なかれ乱流の性質を持っています。 貯留層の表面とそのより深い層との間の熱流束 F0 は、数値的に、所与の時間間隔にわたる貯留層の熱量の変化、および貯留層内の電流による熱伝達に等しくなります。 地表の熱収支において、蒸発のための熱消費量 LE は通常非常に重要であり、蒸発した水の質量 E と蒸発熱 L の積として定義されます。LE の値は、地球の表面、その温度、空気の湿度、および地表の空気層における乱流熱伝達の強度。これにより、地表から大気への水蒸気の移動速度が決まります。

大気熱収支方程式は次の形式をとります。

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

ここで、ΔW は大気柱の垂直壁内の熱量の変化です。

大気の熱収支は、その放射収支 Ra で構成されます。 大気中の水の相変態中の熱入力または熱出力 Lr (r は降水量の合計)。 大気と地表との乱流熱交換による熱 P の到達または消費。 列の垂直壁を介した熱交換によって引き起こされる熱の獲得または損失 Fa。これは、秩序だった大気の動きと大乱流に関連しています。 さらに、大気の熱収支の式には、カラム内の熱量の変化に等しい項 ΔW が含まれます。

地球大気系の熱収支方程式は、地表と大気の熱収支方程式の項の代数和に対応します。 地球のさまざまな地域の地表と大気の熱収支の構成要素は、気象観測 (日射観測所、特別な熱収支所、地球の気象衛星) または気候計算によって決定されます。

海洋、陸地、地球の地表の熱収支の成分の平均緯度値と大気の熱収支が表に示されており、熱収支の項の値が考慮されていますそれらが熱の到着に対応する場合は正です。 これらの表は平均的な年間条件を参照しているため、これらの条件ではゼロに近いため、大気とリソスフェアの上層の熱量の変化を特徴付ける用語は含まれていません。

惑星としての地球の場合、大気とともに、熱収支スキームを図 1 に示します。 大気の外側境界の単位面は、年間平均約250 kcal / cm 2に等しい太陽放射束を受け取り、そのうち約1/3が世界空間に反射され、年間167 kcal / cm 2地球に吸収される

熱交換不均一な温度場による、空間における熱伝達の自然不可逆プロセス。 一般的なケースでは、熱伝達は、他の物理量のフィールドの不均一性、たとえば濃度の違いによっても発生する可能性があります (拡散熱効果)。 熱伝達には、熱伝導率、対流、および放射熱伝達の 3 つのタイプがあります (実際には、熱伝達は通常、3 つのタイプすべてによって一度に実行されます)。 熱伝達は、自然界の多くのプロセスを決定または付随します (たとえば、星や惑星の進化、地球表面の気象プロセスなど)。 テクノロジーと日常生活の中で。 多くの場合、例えば、乾燥、蒸発冷却、拡散、熱伝達のプロセスを研究する場合、物質移動と一緒に考慮されます。 2 つの冷却剤の間で、それらを隔てる固体壁またはそれらの間の界面を介した熱伝達は、熱伝達と呼ばれます。

熱伝導率体のより加熱された部分から加熱されていない部分への熱伝達 (微粒子の熱運動のエネルギー) の一種で、温度の均一化につながります。 熱伝導率を使用すると、体内のエネルギーの移動は、エネルギーの多い粒子（分子、原子、電子）からエネルギーの少ない粒子へのエネルギーの直接移動の結果として実行されます。 粒子の平均自由行程 l の距離における熱伝導率温度の相対的な変化が小さい場合、熱伝導率の基本法則 (フーリエの法則) が満たされます。熱流束密度 q は温度勾配 grad T に比例します。 、すなわち (17)

ここで、λ は熱伝導率、または単に熱伝導率であり、grad T には依存しません [λ は、物質の凝集状態 (表を参照)、その原子および分子構造、温度と圧力、組成 (a の場合) に依存します。混合物または溶液）。

式の右辺のマイナス記号は、熱流の方向と温度勾配が互いに反対であることを示します。

断面積 F に対する Q 値の比率は、比熱流束または熱負荷と呼ばれ、文字 q で表されます。

(18)

760 mm Hgの大気圧での一部の気体、液体、および固体の熱伝導率λの値は、表から選択されます。

熱伝達。 2 つの冷媒間の熱伝達は、それらを隔てる固体壁またはそれらの間の界面を介して行われます。 熱伝達には、より高温の流体から壁への熱伝達、壁内の熱伝導率、壁からより低温の移動媒体への熱伝達が含まれます。 熱伝達中の熱伝達の強度は、熱伝達係数 k によって特徴付けられます。これは、1 Kの液体間の温度差で単位時間あたりに単位時間当たりに壁面の単位を介して伝達される熱量に数値的に等しくなります。 寸法 k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]。 熱伝達係数の逆数である値 R は、総熱抵抗熱伝達と呼ばれます。 例えば単層壁のR

,

ここで、α1 と α2 は、高温の液体から壁面への熱伝達係数、および壁面から低温の液体への熱伝達係数です。 δ - 壁の厚さ; λ は熱伝導率です。 実際に遭遇するほとんどの場合、熱伝達係数は経験的に決定されます。 この場合、得られた結果は類似性理論の方法で処理されます。

放射熱伝達 -放射熱伝達は、物質の内部エネルギーの放射エネルギーへの変換、放射エネルギーの伝達、および物質によるその吸収のプロセスの結果として実行されます。 放射熱伝達の過程は、熱を交換する物体の空間内での相互配置、これらの物体を分離する媒体の特性によって決定されます。 放射熱伝達と他のタイプの熱伝達 (熱伝導、対流熱伝達) との本質的な違いは、熱伝達面を分離する材料媒体がなくても発生する可能性があることです。電磁放射の伝播。

不透明な物体の表面への放射熱伝達の過程で入射し、入射放射フラックス Qinc の値によって特徴付けられる放射エネルギーは、物体によって部分的に吸収され、その表面から部分的に反射されます (図を参照)。

吸収された放射線のフラックス Qabs は、次の関係によって決定されます。

Qabs \u003d Qpad、（20）

ここで、A は体の吸収能力です。 不透明なボディのため、

Qfall \u003d Qab + Qotr、(21)

ここで、Qotr は体の表面から反射される放射のフラックスであり、この最後の値は次のようになります。

Qotr \u003d (1 - A) Qpad、(22)

ここで、1 - A \u003d R は体の反射率です。 物体の吸収率が 1 であり、したがってその反射率が 0 である場合、つまり、物体がそれに入射するすべてのエネルギーを吸収する場合、それは絶対黒体と呼ばれます. 温度が絶対零度とは異なる物体は、体の加熱に。 この放射線は身体自身の放射線と呼ばれ、それ自身の放射線 Qe のフラックスによって特徴付けられます。 物体の単位面に関連する自己放射は、それ自体の放射の磁束密度、または物体の放射率と呼ばれます。 後者は、ステファン・ボルツマンの放射の法則に従って、体温の 4 乗に比例します。 同じ温度での完全な黒体の放射率に対する物体の放射率の比率は、黒度と呼ばれます。 すべての物体について、黒色度は 1 未満です。一部の物体で放射の波長に依存しない場合、そのような物体は灰色と呼ばれます。 波長に対する灰色体の放射エネルギーの分布の性質は、完全な黒体の場合と同じです。つまり、プランクの放射の法則によって記述されます。 灰色の体の黒さの程度は、その吸収能力に等しい.

システムに入る任意の物体の表面は、反射放射 Qotr とそれ自体の放射 Qcob のフラックスを放出します。 体の表面から出るエネルギーの総量は、有効放射束 Qeff と呼ばれ、次の関係によって決定されます。

Qeff \u003d Qotr + Qcob。 (23)

体に吸収されたエネルギーの一部は、それ自体の放射の形でシステムに戻るため、放射熱伝達の結果は、それ自体のフラックスと吸収された放射のフラックスの差として表すことができます。 価値

Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)

は結果放射束と呼ばれ、放射熱伝達の結果として単位時間あたりにどれだけのエネルギーを身体が受け取るか失うかを示します。 結果として生じる放射束は、次のようにも表すことができます。

Qpez \u003d Qeff - Qpad、(25)

つまり、放射エネルギーの総消費量と体の表面への総到着量の差です。 したがって、

Qpad = (Qcob - Qpez) / あ、(26)

放射熱伝達の計算で広く使用されている次の式を取得します。

放射熱伝達を計算するタスクは、原則として、これらすべての表面の温度と光学特性がわかっている場合、特定のシステムに含まれるすべての表面で結果として生じる放射束を見つけることです。 この問題を解決するには、最後の関係に加えて、特定の表面上のフラックス Qinc と放射熱交換システムに含まれるすべての表面上のフラックス Qeff との関係を見つける必要があります。 この関係を見つけるために、輻射の平均角度係数の概念が使用されます。これは、輻射熱交換システムに含まれる特定の表面の半球 (つまり、半球内のすべての方向に放出される) 輻射のどの割合が当たるかを示します。この表面。 したがって、放射熱交換システムに含まれる任意の表面上の流束 Qfall は、すべての表面 (凹面の場合は指定された表面を含む) の積 Qeff と対応する放射の角係数の合計として定義されます。

放射熱伝達は、約 1000 °C 以上の温度で発生する熱伝達プロセスで重要な役割を果たします。 冶金、火力工学、原子力工学、ロケット技術、化学技術、乾燥技術、太陽技術など、さまざまな技術分野で広く使用されています。

地球は、大気中、特に地表で短波の太陽放射を吸収することによって熱を受け取ります。 太陽放射は、「大気 - 地球」システムにおける実質的に唯一の熱源です。 他の熱源（地球内部の放射性元素の崩壊中に放出される熱、重力熱など）は、合計で、太陽放射から大気の上部境界に入る熱の5000分の1しか与えません。したがって、熱収支をコンパイルするとき式、それらは無視できます。

熱は、世界空間を出る短波放射、大気 Soa および地表 SOP からの反射、および地表による長波放射 Ee の実効放射と大気 Еa の放射によって失われます。

したがって、大気の上部境界では、惑星としての地球の熱収支は放射 (放射) 熱伝達で構成されます。

SO - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)

どこで? ある期間にわたる「大気 - 地球」系の熱量の変化? t.

年間期間のこの方程式の項を考えてみましょう。 太陽から地球までの平均距離における太陽放射のフラックスは、およそ 42.6-10° J/(m2-年) です。 この流れから、地球は、太陽定数 I0 と地球の断面積 pR2 の積、つまり I0 pR2 に等しい量のエネルギーを受け取ります。ここで、R は地球の平均半径です。 地球の自転の影響下で、このエネルギーは地球の表面全体に分布し、4pR2 に等しくなります。 したがって、地球の水平面への太陽放射フラックスの平均値は、大気による減衰を考慮しない場合、I® (R2/4)R3 = I®/4、つまり 0.338 kW/m2 となります。 1 年間で、大気の外側境界の表面 1 平方メートルあたり平均で約 10.66-109 J、または 10.66 GJ の太陽エネルギーが受け取られます。つまり、Io = 10.66 GJ / (m2 * 年) です。

式 (1) の支出側を考えてみましょう。 大気の外側の境界に到達した太陽放射は、一部が大気を透過し、一部が大気と地表によって世界空間に反射されます。 最新のデータによると、地球の平均アルベドは 33% と推定されています。これは、雲からの反射 (26%) と下の表面からの反射 (7:%) の合計です。 次に、雲によって反射される放射 Soa = 10.66 * 0.26 = 2.77 GJ / (m2 * 年)、地球の表面 - SOP = 10.66 * 0.07 = 0.75 GJ / (m2 * 年) そして一般的に、地球は 3.52 GJ/を反射します。 (m2*年)。

太陽放射の吸収の結果として加熱された地球の表面は、大気を加熱する長波放射源になります。 絶対零度を超える温度を持つ物体の表面は、継続的に熱エネルギーを放射します。 地球の表面と大気も例外ではありません。 ステファン・ボルツマンの法則によると、放射の強度は体温と放射率に依存します。

E = wT4, (2)

ここで、E は放射強度、または自己放射、W / m2 です。 c は、完全な黒体に対する体の放射率で、c = 1 です。 y - ステファン定数 - ボルツマン、5.67 * 10-8 W / (m2 * K4) に等しい。 T は絶対体温です。

さまざまな表面の値は、0.89 (滑らかな水面) から 0.99 (濃い緑の草) の範囲です。 平均して、地球の表面では、v は 0.95 に等しくなります。

地球の表面の絶対温度は 190 ～ 350 K です。このような温度では、放出される放射線の波長は 4 ～ 120 ミクロンであるため、すべて赤外線であり、目には見えません。

地球表面の固有放射 - E3 は、式 (2) で計算され、12.05 GJ / (m2 * 年) に等しく、これは 1.39 GJ / (m2 * 年)、または到達した太陽放射よりも 13% 高くなります。大気S0の上限で。 地球の表面による放射のこのような大量の戻りは、地球の表面による太陽放射と大気放射の吸収によってこれが防止されない場合、急速な冷却につながる. 4.5 から 80 ミクロンの波長範囲の赤外線地上放射、または地球表面の独自の放射は、大気中の水蒸気によって集中的に吸収され、8.5 から 11 ミクロンの範囲のみが大気を通過して世界空間に入ります。 次に、大気中の水蒸気も目に見えない赤外線放射を放出します。そのほとんどは地表に向けられ、残りはワールド スペースに入ります。 地球の表面に来る大気放射は、大気の逆放射と呼ばれます。

キルヒホッフの法則によれば、物体の放射輝度はその放射吸収に等しいため、大気の反放射から、地球の表面はその大きさの 95% を吸収します。 このように、吸収された太陽放射に加えて、大気の逆放射は地表にとって重要な熱源です。 大気の逆放射は直接決定することはできず、間接的な方法で計算されます。 地球の表面 Eza によって吸収される大気の逆放射 = 10.45 GJ / (m2 * 年)。 S0に関しては、98%です。

逆放射は常に地球の放射よりも少ないです。 したがって、地球の表面は、それ自体の放射と逆放射の間の正の差により、熱を失います。 地表の自己放射と大気の逆放射の差は、有効放射 (Ee) と呼ばれます。

Ee \u003d Ez - Eza (3)

地球上の太陽熱交換

有効輻射とは、地表からの輻射エネルギー、つまり熱の正味の損失です。 この宇宙空間に逃げる熱は 1.60 GJ / (m2 * 年)、つまり大気の上部境界に到達した太陽放射の 15% です (図 9.1 の矢印 E3)。 温暖な緯度では、地球の表面は、吸収された放射から受け取る熱量の約半分を実効放射によって失います。

大気の放射は、地表の放射よりも複雑です。 まず、キルヒホッフの法則によれば、エネルギーはそれを吸収するガス、つまり水蒸気、二酸化炭素、オゾンによってのみ放出されます。 第二に、これらのガスのそれぞれの放射は、複雑な選択特性を持っています。 水蒸気の含有量は高度とともに減少するため、大気の最も強い放射層は高度 6 ～ 10 km にあります。 ワールド空間への大気の長波放射 Еa=5.54 GJ/(m2*年)、これは大気の上部境界への太陽放射の流入の 52% です。 宇宙空間に入る地球表面および大気の長波放射は、出射放射 EU と呼ばれます。 合計すると、7.14 GJ/(m2*年)、つまり太陽放射の流入の 67% に相当します。

So、Soa、Sop、Ee、および Ea の検出値を式 (1) に代入すると、次の式が得られます。地球への太陽放射の流入。 言い換えれば、地球は大気とともに、受け取ったのと同じくらい多くの放射線を失うため、放射平衡の状態にあります。

地球の熱平衡は、温度の長期観測によって確認されます。地球の平均気温は、年ごとにほとんど変化せず、長期的な期間ごとにほとんど変化しません。