მზის რადიაცია და სითბოს ბალანსი. დედამიწის ზედაპირისა და ატმოსფეროს თერმული ბალანსი დედამიწის თერმობარული ველის ცნება

ატმოსფერო, ისევე როგორც დედამიწის ზედაპირი, თითქმის მთელ სითბოს მზისგან იღებს. სხვა გათბობის წყაროები მოიცავს სითბოს, რომელიც მოდის დედამიწის სიღრმიდან, მაგრამ ის შეადგენს სითბოს მთლიანი რაოდენობის მხოლოდ პროცენტის ნაწილს.

მიუხედავად იმისა, რომ მზის გამოსხივება დედამიწის ზედაპირისთვის სითბოს ერთადერთ წყაროს წარმოადგენს, გეოგრაფიული გარსის თერმული რეჟიმი მხოლოდ რადიაციული ბალანსის შედეგი არ არის. მზის სითბო გარდაიქმნება და გადანაწილდება ხმელეთის ფაქტორების გავლენის ქვეშ და, პირველ რიგში, გარდაიქმნება ჰაერისა და ოკეანის დინებით. ისინი, თავის მხრივ, გამოწვეულია მზის რადიაციის არათანაბარი განაწილებით განედებზე. ეს არის ბუნებაში სხვადასხვა კომპონენტის მჭიდრო გლობალური კავშირისა და ურთიერთქმედების ერთ-ერთი ყველაზე ნათელი მაგალითი.

დედამიწის ცოცხალი ბუნებისთვის მნიშვნელოვანია სითბოს გადანაწილება სხვადასხვა განედებს შორის, ასევე ოკეანეებსა და კონტინენტებს შორის. ამ პროცესის წყალობით, დედამიწის ზედაპირზე ხდება სითბოს ძალიან რთული სივრცითი გადანაწილება ჰაერისა და ოკეანის დინების მოძრაობის უმაღლესი მიმართულებების შესაბამისად. თუმცა, მთლიანი სითბოს გადაცემა მიმართულია, როგორც წესი, დაბალიდან მაღალ განედებზე და ოკეანეებიდან კონტინენტებზე.

ატმოსფეროში სითბოს განაწილება ხდება კონვექციის, გამტარობისა და გამოსხივების გზით. თერმული კონვექცია ხდება პლანეტაზე ყველგან, ჰაერის აღმავალი და დაღმავალი ნაკადები ყველგანაა. კონვექცია განსაკუთრებით ძლიერია ტროპიკებში.

თბოგამტარობას, ანუ სითბოს გადაცემას ატმოსფეროს პირდაპირი კონტაქტით დედამიწის თბილ ან ცივ ზედაპირთან შედარებით მცირე მნიშვნელობა აქვს, რადგან ჰაერი სითბოს ცუდი გამტარია. სწორედ ამ ქონებამ იპოვა ფართო გამოყენება ორმაგი მინის ფანჯრის ჩარჩოების წარმოებაში.

სითბოს შეყვანა და ხარჯები ქვედა ატმოსფეროში სხვადასხვა განედებზე არ არის იგივე. ჩრდილოეთით 38°N. ვ. უფრო მეტი სითბო გამოიყოფა, ვიდრე შეიწოვება. ეს დანაკარგი კომპენსირდება თბილი ოკეანისა და ჰაერის ნაკადებით, რომლებიც მიმართულია ზომიერი განედებისკენ.

მზის ენერგიის მიღებისა და მოხმარების პროცესი, დედამიწის ატმოსფეროს მთელი სისტემის გათბობა და გაგრილება ხასიათდება სითბოს ბალანსით. თუ მზის ენერგიის წლიურ მიწოდებას ატმოსფეროს ზედა საზღვრამდე ავიღებთ 100%, მაშინ მზის ენერგიის ბალანსი ასე გამოიყურება: 42% აისახება დედამიწიდან და ბრუნდება უკან კოსმოსში (ეს მნიშვნელობა ახასიათებს დედამიწის ალბედო), რომლის 38% აისახება ატმოსფეროზე და 4% - დედამიწის ზედაპირზე. დანარჩენი (58%) შეიწოვება: 14% ატმოსფერო და 44% დედამიწის ზედაპირი. დედამიწის გახურებული ზედაპირი აბრუნებს მის მიერ შთანთქმულ მთელ ენერგიას. ამავდროულად, დედამიწის ზედაპირის მიერ ენერგიის გამოსხივება 20%-ია, 24% იხარჯება ჰაერის გაცხელებასა და ტენის აორთქლებაზე (5,6% ჰაერის გაცხელებაზე და 18,4% ტენის აორთქლებაზე).

ეს არის მთლიანი გლობუსის სითბოს ბალანსის ზოგადი მახასიათებლები. სინამდვილეში, სხვადასხვა გრძედი ზონისთვის სხვადასხვა ზედაპირისთვის, სითბოს ბალანსი შორს იქნება ერთი და იგივე. ამრიგად, ნებისმიერი ტერიტორიის სითბური ბალანსი ირღვევა მზის ამოსვლისა და მზის ჩასვლისას, სეზონების ცვლილებასთან ერთად, რაც დამოკიდებულია ატმოსფერულ პირობებზე (მოღრუბლულობა, ჰაერის ტენიანობა და მტვრის შემცველობა), ზედაპირის ბუნება (წყალი ან მიწა, ტყე ან ხახვი, თოვლი. საფარი ან შიშველი მიწა), სიმაღლე ზღვის დონიდან. სითბოს უმეტესობა გამოიყოფა ღამით, ზამთარში და თხელი, სუფთა, მშრალი ჰაერით მაღალ სიმაღლეებზე. მაგრამ საბოლოო ჯამში, რადიაციის გამო დანაკარგები კომპენსირდება მზიდან მომდინარე სითბოთი და მთლიანობაში დედამიწაზე ჭარბობს დინამიური წონასწორობის მდგომარეობა, წინააღმდეგ შემთხვევაში ის გაცხელდება ან, პირიქით, გაცივდება.

ჰაერის ტემპერატურა

ატმოსფერო საკმაოდ რთული გზით თბება. მზის სინათლის მოკლე ტალღების სიგრძე, ხილული წითელიდან ულტრაიისფერ შუქამდე, დედამიწის ზედაპირზე გარდაიქმნება უფრო ხანგრძლივ სითბოს ტალღებად, რომელიც მოგვიანებით ათბობს ატმოსფეროს, როდესაც გამოდის დედამიწის ზედაპირიდან. ატმოსფეროს ქვედა ფენები უფრო სწრაფად თბება, ვიდრე ზედა, რაც აიხსნება დედამიწის ზედაპირიდან მითითებული თერმული გამოსხივებით და იმით, რომ მათ აქვთ უფრო მაღალი სიმკვრივე და გაჯერებულია წყლის ორთქლით.

ტროპოსფეროში ტემპერატურის ვერტიკალური განაწილების დამახასიათებელი თვისებაა მისი კლება სიმაღლესთან ერთად. საშუალო ვერტიკალური ტემპერატურის გრადიენტი, ანუ საშუალო კლება გამოითვლება 100 მ სიმაღლეზე, არის 0,6 ° C. ტენიანი ჰაერის გაგრილებას თან ახლავს ტენიანობის კონდენსაცია. ამ შემთხვევაში გამოიყოფა სითბოს გარკვეული რაოდენობა, რომელიც დაიხარჯა ორთქლის წარმოქმნაზე. ამიტომ, როდესაც ტენიანი ჰაერი ამოდის, მისი გაგრილება ხდება თითქმის ორჯერ უფრო სწრაფად, ვიდრე მშრალი ჰაერი. ტროპოსფეროში მშრალი ჰაერის გეოთერმული კოეფიციენტი საშუალოდ 1 °C-ია.

ჰაერი, რომელიც ამოდის მიწის გაცხელებული ზედაპირიდან და წყლის ობიექტებიდან, შედის დაბალი წნევის ზონაში. ეს საშუალებას აძლევს მას გაფართოვდეს და ამასთან დაკავშირებით თერმული ენერგიის გარკვეული რაოდენობა გარდაიქმნება კინეტიკურ ენერგიად. ამ პროცესის შედეგად ჰაერი კლებულობს. თუ ამავდროულად ის არ იღებს სითბოს არსად და არ გამოსცემს მას, მაშინ აღწერილ მთელ პროცესს ეწოდება ადიაბატური, ან დინამიური გაგრილება. და პირიქით, ჰაერი ეშვება და შედის მაღალი წნევის ზონაში, ის შეკუმშულია მის გარშემო მყოფი ჰაერით და მექანიკური ენერგია გადაიქცევა თერმულ ენერგიად. ამის გამო, ჰაერი განიცდის ადიაბატურ გათბობას, რომელიც საშუალოდ 1 ° C-ს შეადგენს ყოველ 100 მ დაღმართზე.

ზოგჯერ ჰაერის ტემპერატურა იზრდება სიმაღლესთან ერთად. ამ ფენომენს ინვერსია ეწოდება. ამ გამოვლინების მიზეზები მრავალფეროვანია: დედამიწიდან გამოსხივება ყინულის ფურცლებზე, თბილი ჰაერის ძლიერი დინების გავლა ცივ ზედაპირზე. თბილი ჰაერი ზევით.

ჰაერის ტემპერატურის ყოველდღიური და წლიური ცვლილებები ასახავს ზედაპირის თერმულ მდგომარეობას. ჰაერის ზედაპირულ ფენაში დღიური მაქსიმუმი დგინდება 14-15 საათზე, მინიმალური კი მზის ამოსვლის შემდეგ. ყველაზე დიდი დღიური ამპლიტუდა გვხვდება სუბტროპიკულ განედებში (30 ° C), ყველაზე მცირე პოლარულ განედებში (5 ° C). ტემპერატურის წლიური ცვალებადობა დამოკიდებულია გრძედზე, ზედაპირის ბუნებაზე, ადგილის სიმაღლეზე ოკეანის დონიდან, რელიეფზე და ოკეანედან დაშორებაზე.

დედამიწის ზედაპირზე წლიური ტემპერატურის განაწილებისას გამოვლინდა გარკვეული გეოგრაფიული ნიმუშები.

1. ორივე ნახევარსფეროში საშუალო ტემპერატურა კლებულობს პოლუსებისკენ. თუმცა, თერმული ეკვატორი - თბილი პარალელი საშუალო წლიური ტემპერატურით 27 °C - მდებარეობს ჩრდილოეთ ნახევარსფეროში დაახლოებით 15-20 ° განედზე. ეს აიხსნება იმით, რომ მიწას აქ უფრო დიდი ფართობი უჭირავს, ვიდრე გეოგრაფიულ ეკვატორზე.

2. ეკვატორიდან ჩრდილოეთისა და სამხრეთისკენ ტემპერატურა არათანაბრად იცვლება. ეკვატორსა და 25-ე პარალელს შორის ტემპერატურა ძალიან ნელა იკლებს - ორ გრადუსზე ნაკლები გრძედის ყოველ ათ გრადუსზე. ორივე ნახევარსფეროში 25°-დან 80°-მდე, ტემპერატურა ძალიან სწრაფად იკლებს. ზოგან ეს კლება აღემატება 10°C-ს. უფრო მეტად პოლუსებისკენ ტემპერატურის ვარდნის სიჩქარე ისევ იკლებს.

3. სამხრეთ ნახევარსფეროს ყველა პარალელის საშუალო წლიური ტემპერატურა ნაკლებია ჩრდილოეთ ნახევარსფეროში შესაბამისი პარალელების ტემპერატურაზე. უპირატესად "მატერიკზე" ჩრდილოეთ ნახევარსფეროში ჰაერის საშუალო ტემპერატურა იანვარში +8,6°C, ივლისში +22,4°C; სამხრეთ "ოკეანურ" ნახევარსფეროში ივლისის საშუალო ტემპერატურაა +11,3°C, იანვარში - +17,5°C. ჰაერის ტემპერატურის მერყეობის წლიური ორჯერ დიდი ამპლიტუდა ჩრდილოეთ ნახევარსფეროში აიხსნება განაწილების თავისებურებებით. მიწა და ზღვა შესაბამის განედებზე და გრანდიოზული ყინულის გუმბათის ანტარქტიდის გამაგრილებელი ეფექტი სამხრეთ ნახევარსფეროს კლიმატზე.

დედამიწაზე ჰაერის ტემპერატურის განაწილების მნიშვნელოვანი მახასიათებლები მოცემულია იზოთერმული რუქებით. ამრიგად, დედამიწის ზედაპირზე ივლისის იზოთერმების განაწილების ანალიზის საფუძველზე შეიძლება ჩამოყალიბდეს შემდეგი ძირითადი დასკვნები.

1. ორივე ნახევარსფეროს ექსტრატროპიკულ რეგიონში, კონტინენტებზე იზოთერმები ფანჯრებზე მდებარეობის მიხედვით ჩრდილოეთისკენ იხრება. ჩრდილოეთ ნახევარსფეროში ეს განპირობებულია იმით, რომ ხმელეთი უფრო მეტად თბება, ვიდრე ზღვა, მაგრამ სამხრეთ ნახევარსფეროში ურთიერთობა საპირისპიროა: ამ დროს ხმელეთი უფრო ცივია ვიდრე ზღვა.

2. ოკეანეებზე ივლისის იზოთერმები ასახავს ჰაერის ცივი ტემპერატურის დინების გავლენას. ეს განსაკუთრებით შესამჩნევია ჩრდილოეთ ამერიკისა და აფრიკის იმ დასავლეთ სანაპიროებზე, რომლებიც გარეცხილია ცივი კალიფორნიისა და კანარის ოკეანის დინებით. სამხრეთ ნახევარსფეროში იზოთერმები მრუდია ჩრდილოეთის საპირისპირო მიმართულებით - ასევე ცივი დინების გავლენის ქვეშ.

3. ივლისის ყველაზე მაღალი საშუალო ტემპერატურა შეინიშნება ეკვატორის ჩრდილოეთით მდებარე უდაბნოებში. განსაკუთრებით ცხელა ამ დროს კალიფორნიაში, საჰარაში, არაბეთში, ირანში და აზიის შიგნიდან.

იანვრის იზოთერმების განაწილებას ასევე აქვს თავისი მახასიათებლები.

1. იზოთერმების მოსახვევები ოკეანეებზე ჩრდილოეთით და ხმელეთზე სამხრეთით კიდევ უფრო გამორჩეული და კონტრასტული ხდება. ეს ყველაზე აშკარაა ჩრდილოეთ ნახევარსფეროში. იზოთერმების ძლიერი მოსახვევები ჩრდილოეთ პოლუსზე ასახავს ოკეანის დინებების გოლფსტრიმის თერმული როლის ზრდას ატლანტის ოკეანეში და კურო-სიოს წყნარ ოკეანეში.

2. ორივე ნახევარსფეროს ექსტრატროპიკულ რეგიონში, კონტინენტებზე იზოთერმები შესამჩნევად მოხრილია სამხრეთისკენ. ეს აიხსნება იმით, რომ ჩრდილოეთ ნახევარსფეროში ხმელეთი უფრო ცივია, ხოლო სამხრეთ ნახევარსფეროში უფრო თბილია ვიდრე ზღვა.

3. იანვრის ყველაზე მაღალი საშუალო ტემპერატურა სამხრეთ ნახევარსფეროს ტროპიკული ზონის უდაბნოებშია.

4. პლანეტის ყველაზე დიდი გაგრილების ზონები იანვარში, ისევე როგორც ივლისში, არის ანტარქტიდა და გრენლანდია.

ზოგადად, შეიძლება ითქვას, რომ სამხრეთ ნახევარსფეროს იზოთერმებს წელიწადის ყველა სეზონზე აქვს დარტყმის უფრო წრფივი (გრძივი) ნიმუში. აქ იზოთერმების მიმდინარეობაში მნიშვნელოვანი ანომალიების არარსებობა აიხსნება ხმელეთზე წყლის ზედაპირის მნიშვნელოვანი უპირატესობით. იზოთერმების კურსის ანალიზი მიუთითებს ტემპერატურის მჭიდრო დამოკიდებულებაზე არა მხოლოდ მზის რადიაციის რაოდენობაზე, არამედ ოკეანისა და ჰაერის დინების მიერ სითბოს გადანაწილებაზე.

რადიაციული ბალანსიწარმოადგენს განსხვავებას დედამიწის ზედაპირის მიერ შთანთქმული და გამოსხივებული სხივური ენერგიის შემოდინებასა და გადინებას შორის.

რადიაციული ბალანსი არის რადიაციული ნაკადების ალგებრული ჯამი გარკვეულ მოცულობაში ან გარკვეულ ზედაპირზე. ატმოსფეროს ან დედამიწა-ატმოსფეროს სისტემის რადიაციის ბალანსზე საუბრისას, ისინი ყველაზე ხშირად გულისხმობენ დედამიწის ზედაპირის რადიაციულ ბალანსს, რომელიც განსაზღვრავს სითბოს გაცვლას ატმოსფეროს ქვედა საზღვარზე. ის წარმოადგენს განსხვავებას შთანთქმის მთლიან მზის გამოსხივებასა და დედამიწის ზედაპირის ეფექტურ გამოსხივებას შორის.

რადიაციული ბალანსი არის განსხვავება დედამიწის ზედაპირის მიერ შთანთქმული და გამოსხივებული სხივური ენერგიის შემოდინებასა და გადინებას შორის.

რადიაციული ბალანსი არის ყველაზე მნიშვნელოვანი კლიმატური ფაქტორი, რადგან ტემპერატურის განაწილება ნიადაგში და მიმდებარე ჰაერის ფენებში ძლიერ დამოკიდებულია მის მნიშვნელობაზე. მასზეა დამოკიდებული დედამიწაზე მოძრავი ჰაერის მასების ფიზიკური თვისებები, ისევე როგორც თოვლის აორთქლებისა და დნობის ინტენსივობა.

რადიაციული ბალანსის წლიური მნიშვნელობების განაწილება დედამიწის ზედაპირზე არ არის იგივე: ტროპიკულ განედებში ეს მნიშვნელობები აღწევს 100... 120 კკალ/(სმ2-წელი), ხოლო მაქსიმუმს (140-მდე). კკალ/(სმ2-წელი)) შეინიშნება ავსტრალიის ჩრდილო-დასავლეთ სანაპიროზე). უდაბნოში და მშრალ ადგილებში, რადიაციული ბალანსის მნიშვნელობები უფრო დაბალია იმავე განედებზე საკმარისი და გადაჭარბებული ტენიანობის ზონებთან შედარებით. ეს გამოწვეულია ალბედოს გაზრდით და ეფექტური გამოსხივების მატებით, ჰაერის მაღალი სიმშრალისა და დაბალი ღრუბლის გამო. ზომიერ განედებზე, რადიაციული ბალანსის მნიშვნელობები სწრაფად მცირდება, რადგან განედები იზრდება მთლიანი რადიაციის შემცირების გამო.

საშუალოდ, წელიწადში, რადიაციული ბალანსის ჯამები დედამიწის მთელ ზედაპირზე დადებითია, გარდა მუდმივი ყინულის საფარის მქონე ტერიტორიებისა (ანტარქტიდა, ცენტრალური გრენლანდია და ა.შ.).

ენერგია, რომელიც იზომება რადიაციული ბალანსით, ნაწილობრივ იხარჯება აორთქლებაზე, ნაწილობრივ გადადის ჰაერში და ბოლოს, გარკვეული რაოდენობის ენერგია მიდის ნიადაგში და მიდის მის გასათბობად. ამრიგად, დედამიწის ზედაპირის მთლიანი სითბოს შეყვანა და გამომავალი, რომელსაც ეწოდება სითბოს ბალანსი, შეიძლება წარმოდგენილი იყოს შემდეგი განტოლებით:

აქ B არის რადიაციის ბალანსი, M არის სითბოს ნაკადი დედამიწის ზედაპირსა და ატმოსფეროს შორის, V არის სითბოს მოხმარება აორთქლებისთვის (ან სითბოს გამოყოფა კონდენსაციის დროს), T არის სითბოს გაცვლა ნიადაგის ზედაპირსა და ღრმა ფენებს შორის.

სურათი 16 - მზის რადიაციის ზემოქმედება დედამიწის ზედაპირზე

საშუალოდ, ერთი წლის განმავლობაში, ნიადაგი პრაქტიკულად ასხივებს ჰაერს იმდენ სითბოს, რამდენსაც იღებს, შესაბამისად, წლიური დასკვნებით, ნიადაგში სითბოს ბრუნვა ნულის ტოლია. აორთქლების შედეგად დაკარგული სითბო ძალიან არათანაბრად ნაწილდება დედამიწის ზედაპირზე. ოკეანეებზე ისინი დამოკიდებულნი არიან ოკეანის ზედაპირზე შემომავალი მზის ენერგიის რაოდენობაზე, ასევე ოკეანის დინების ბუნებაზე. თბილი დინებები ზრდის აორთქლების სითბოს მოხმარებას, ხოლო ცივი დინებები ამცირებს მას. კონტინენტებზე აორთქლებისთვის სითბოს მოხმარება განისაზღვრება არა მხოლოდ მზის რადიაციის რაოდენობით, არამედ ნიადაგში შემავალი ტენიანობის რეზერვებით. როდესაც არსებობს ტენიანობის ნაკლებობა, რაც იწვევს აორთქლების შემცირებას, მცირდება აორთქლების სითბოს მოხმარება. ამიტომ უდაბნოებსა და ნახევრადუდაბნოებში ისინი საგრძნობლად იკლებს.

ენერგიის თითქმის ერთადერთი წყარო ატმოსფეროში განვითარებული ყველა ფიზიკური პროცესისთვის არის მზის გამოსხივება. ატმოსფეროს რადიაციული რეჟიმის მთავარი მახასიათებელია ე.წ. სათბურის ეფექტი: ატმოსფერო სუსტად შთანთქავს მზის მოკლე ტალღის გამოსხივებას (მისი უმეტესი ნაწილი აღწევს დედამიწის ზედაპირს), მაგრამ ინარჩუნებს გრძელტალღოვან (მთლიანად ინფრაწითელ) თერმულ გამოსხივებას დედამიწის ზედაპირიდან, რაც მნიშვნელოვნად ამცირებს დედამიწის სითბოს გადაცემას გარე სივრცეში. და ზრდის მის ტემპერატურას.

ატმოსფეროში შემავალი მზის გამოსხივება ნაწილობრივ შეიწოვება ატმოსფეროში ძირითადად წყლის ორთქლით, ნახშირორჟანგით, ოზონით და აეროზოლებით და მიმოფანტულია აეროზოლის ნაწილაკებზე და ატმოსფერული სიმკვრივის რყევებზე. მზის გასხივოსნებული ენერგიის ატმოსფეროში დისპერსიის გამო შეიმჩნევა არა მხოლოდ მზის პირდაპირი გამოსხივება, არამედ გაბნეული გამოსხივებაც ერთად შეადგენს მთლიან გამოსხივებას. დედამიწის ზედაპირზე მიღწევისას მთლიანი გამოსხივება ნაწილობრივ აისახება მისგან. არეკლილი გამოსხივების რაოდენობა განისაზღვრება ქვემდებარე ზედაპირის არეკვლით, ე.წ. ალბედო. შთანთქმის გამოსხივების გამო დედამიწის ზედაპირი თბება და ხდება ატმოსფეროსკენ მიმართული საკუთარი გრძელტალღოვანი გამოსხივების წყარო. თავის მხრივ, ატმოსფერო ასევე ასხივებს გრძელტალღოვან გამოსხივებას, რომელიც მიმართულია დედამიწის ზედაპირისკენ (ე.წ. ატმოსფეროს საწინააღმდეგო გამოსხივება) და გარე სივრცეში (ე.წ. გამავალი გამოსხივება). დედამიწის ზედაპირსა და ატმოსფეროს შორის სითბოს რაციონალური გაცვლა განისაზღვრება ეფექტური გამოსხივებით - სხვაობა დედამიწის ზედაპირის საკუთარ გამოსხივებასა და მის მიერ შთანთქმული ატმოსფეროს საწინააღმდეგო გამოსხივებას შორის. დედამიწის ზედაპირის მიერ შთანთქმული მოკლე ტალღის გამოსხივებასა და ეფექტურ გამოსხივებას შორის განსხვავებას რადიაციული ბალანსი ეწოდება.

მზის გამოსხივების ენერგიის ტრანსფორმაცია დედამიწის ზედაპირზე და ატმოსფეროში მისი შთანთქმის შემდეგ წარმოადგენს დედამიწის სითბოს ბალანსს. ატმოსფეროსთვის სითბოს მთავარი წყარო არის დედამიწის ზედაპირი, რომელიც შთანთქავს მზის რადიაციის დიდ ნაწილს. ვინაიდან მზის გამოსხივების შთანთქმა ატმოსფეროში ნაკლებია, ვიდრე სითბოს დაკარგვა ატმოსფეროდან კოსმოსში გრძელი ტალღის გამოსხივებით, რადიაციის სითბოს მოხმარება ავსებს ატმოსფეროში სითბოს შემოდინებით დედამიწის ზედაპირიდან ტურბულენტური სახით. სითბოს გაცვლა და სითბოს ჩამოსვლა ატმოსფეროში წყლის ორთქლის კონდენსაციის შედეგად. ვინაიდან მთლიანი ატმოსფეროში კონდენსაციის მთლიანი რაოდენობა უდრის ნალექების რაოდენობას, ისევე როგორც დედამიწის ზედაპირიდან აორთქლების რაოდენობას, ატმოსფეროში კონდენსაციის სითბოს ჩამოსვლა რიცხობრივად უდრის დედამიწის აორთქლებისთვის დაკარგულ სითბოს. ზედაპირი.

დედამიწის ზედაპირის თერმული ბალანსი

დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსი არის სითბოს ნაკადების ალგებრული ჯამი, რომელიც მოდის და ტოვებს დედამიწის ზედაპირს. გამოიხატება განტოლებით:

სად რ- დედამიწის ზედაპირის რადიაციული ბალანსი; პ- ტურბულენტური სითბოს ნაკადი დედამიწის ზედაპირსა და ატმოსფეროს შორის; ლ.ე.- სითბოს მოხმარება აორთქლებისთვის; IN- სითბოს ნაკადი დედამიწის ზედაპირიდან ნიადაგის ან წყლის სიღრმეში ან პირიქით. ბალანსის კომპონენტების თანაფარდობა იცვლება დროთა განმავლობაში, რაც დამოკიდებულია ქვედა ზედაპირის თვისებებზე და ადგილის გეოგრაფიულ გრძედზე. დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსის ბუნება და მისი ენერგეტიკული დონე განსაზღვრავს ეგზოგენური პროცესების უმეტესობის მახასიათებლებსა და ინტენსივობას. დედამიწის ზედაპირის სითბური ბალანსის შესახებ მონაცემები მნიშვნელოვან როლს თამაშობს კლიმატის ცვლილების, გეოგრაფიული ზონალურობისა და ორგანიზმების თერმული რეჟიმის შესწავლაში.

ეკოლოგიური ენციკლოპედიური ლექსიკონი. - კიშინიოვი: მოლდოვის საბჭოთა ენციკლოპედიის მთავარი რედაქცია. ი.ი. დედუ. 1989 წ.

• თერმული გამოსხივება
• დედამიწა-ატმოსფერული სისტემის სითბური ბალანსი

ნახეთ, რა არის „დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსი“ სხვა ლექსიკონებში:

დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსი- სითბოს ალგებრული ჯამი, რომელიც მოდის დედამიწის ზედაპირზე და გამოდის მისგან... გეოგრაფიის ლექსიკონი

დედამიწის თერმული ბალანსი, შემომავალი და გამავალი ენერგიის (რადიაციული და თერმული) თანაფარდობა დედამიწის ზედაპირზე, ატმოსფეროში და დედამიწის ატმოსფერო სისტემაში. ენერგიის ძირითადი წყარო ფიზიკური, ქიმიური და ბიოლოგიური... ...

სითბოს ბალანსი- დედამიწის ზედაპირი არის სითბოს ნაკადების ალგებრული ჯამი, რომელიც მოდის და ტოვებს დედამიწის ზედაპირს. გამოსახულია განტოლებით: R + P + LE + B=0, სადაც R არის დედამიწის ზედაპირის რადიაციული ბალანსი; ტურბულენტური სითბოს ნაკადი დედამიწას შორის... ... ეკოლოგიური ლექსიკონი

I სითბოს ბალანსი არის სითბოს შემოსავლისა და მოხმარების (სასარგებლოდ გამოყენებული და დაკარგული) შედარება სხვადასხვა თერმულ პროცესებში (იხ. თერმული პროცესი). ტექნოლოგიაში თ.ბ. გამოიყენება ორთქლში მიმდინარე თერმული პროცესების გასაანალიზებლად... დიდი საბჭოთა ენციკლოპედია

დიდი ენციკლოპედიური ლექსიკონი

თერმული ენერგიის შემოსავლისა და მოხმარების შედარება თერმული პროცესების ანალიზში. იგი შედგენილია როგორც ბუნებრივი პროცესების შესწავლაში (ატმოსფეროს, ოკეანის, დედამიწის ზედაპირის და მთლიანად დედამიწის სითბური ბალანსი და ა.შ.), ასევე ტექნოლოგიაში სხვადასხვა თერმული ... ენციკლოპედიური ლექსიკონი

თერმული ენერგიის შემოსავლისა და მოხმარების შედარება თერმული პროცესების ანალიზში. იგი შედგენილია როგორც ბუნებრივი პროცესების (თ. ბ. ატმოსფერო, ოკეანე, დედამიწის ზედაპირი და მთლიანად დედამიწა და ა.შ.) შესწავლისას, ასევე ტექნოლოგიაში სხვადასხვა გზით. თერმული მოწყობილობები....... ბუნებისმეტყველება. ენციკლოპედიური ლექსიკონი

- (ფრანგული ბალანსი, ბალანსერიდან ჩამოტვირთვამდე). 1) ბალანსი. 2) ბუღალტრულ აღრიცხვაში, შემომავალი და გამავალი თანხების საბალანსო ანგარიშები საქმის მდგომარეობის გასარკვევად. 3) ქვეყნის საიმპორტო და საექსპორტო ვაჭრობის შედარების შედეგი. უცხო სიტყვების ლექსიკონი შედის... რუსული ენის უცხო სიტყვების ლექსიკონი

ატმოსფერო და ქვედა ზედაპირი, ატმოსფეროსა და ქვედა ზედაპირის მიერ შთანთქმული და გამოსხივებული სხივური ენერგიის შემოდინებისა და გადინების ჯამი (იხ. ქვედა ზედაპირი). R.b-ის ატმოსფეროსთვის. შედგება აბსორბირებული შემომავალი ნაწილისგან... ... დიდი საბჭოთა ენციკლოპედია

დედამიწა (საერთო სლავური დედამიწის იატაკიდან, ქვედა), მზის სისტემის რიგით მესამე პლანეტა მზიდან, ასტრონომიული ნიშანი Å ან, ♀. I. შესავალი დედამიწა ზომითა და მასით მეხუთე ადგილზეა დიდ პლანეტებს შორის, მაგრამ ე.წ. ხმელეთის ჯგუფი, ... ... დიდი საბჭოთა ენციკლოპედია

მოდით, პირველ რიგში, დედამიწის ზედაპირის თერმულ პირობებზე და ნიადაგის ზედა ფენებსა და წყალსაცავებზე ვისაუბროთ. ეს აუცილებელია, რადგან ატმოსფეროს ქვედა ფენები თბება და გაცივდება ყველაზე მეტად რადიაციული და არარადიაციული სითბოს გაცვლის შედეგად ნიადაგისა და წყლის ზედა ფენებთან. მაშასადამე, ტემპერატურის ცვლილებები ატმოსფეროს ქვედა ფენებში, უპირველეს ყოვლისა, განისაზღვრება დედამიწის ზედაპირის ტემპერატურის ცვლილებებით და მოჰყვება ამ ცვლილებებს.

დედამიწის ზედაპირი, ანუ ნიადაგის ან წყლის ზედაპირი (ისევე როგორც მცენარეული, თოვლი და ყინულის საფარი) მუდმივად იღებს და კარგავს სითბოს სხვადასხვა გზით. დედამიწის ზედაპირის მეშვეობით სითბო გადადის ზევით ატმოსფეროში და ქვევით ნიადაგში ან წყალში.

უპირველეს ყოვლისა, ატმოსფეროდან მთლიანი გამოსხივება და საპირისპირო გამოსხივება მოდის დედამიწის ზედაპირზე. ისინი მეტ-ნაკლებად იწოვება ზედაპირს, ანუ მიდიან ნიადაგისა და წყლის ზედა ფენების გასათბობად. ამავდროულად, დედამიწის ზედაპირი ასხივებს თავის თავს და ამავე დროს კარგავს სითბოს.

მეორეც, სითბო დედამიწის ზედაპირზე მოდის ზემოდან, ატმოსფეროდან, თერმული გამტარობით. ანალოგიურად, სითბო გამოდის დედამიწის ზედაპირიდან ატმოსფეროში. თერმული გამტარობით, სითბო ასევე გადადის დედამიწის ზედაპირიდან ქვევით ნიადაგში და წყალში, ან მოდის დედამიწის ზედაპირზე ნიადაგისა და წყლის სიღრმიდან.

მესამე, დედამიწის ზედაპირი იღებს სითბოს, როდესაც ჰაერიდან წყლის ორთქლი კონდენსირდება მასზე ან, პირიქით, კარგავს სითბოს, როდესაც მისგან წყალი აორთქლდება. პირველ შემთხვევაში, ლატენტური სითბო გამოიყოფა, მეორეში, სითბო გადადის ლატენტურ მდგომარეობაში.

დროის ნებისმიერ მონაკვეთში დედამიწის ზედაპირს ზემოდან და ქვევით ტოვებს სითბოს იგივე რაოდენობა, რასაც ამ დროის განმავლობაში ზემოდან და ქვემოდან იღებს. სხვაგვარად რომ ყოფილიყო, ენერგიის შენარჩუნების კანონი არ შესრულდებოდა: საჭირო იქნებოდა ვივარაუდოთ, რომ ენერგია ჩნდება ან ქრება დედამიწის ზედაპირზე. თუმცა, შესაძლებელია, რომ, მაგალითად, უფრო მეტი სიცხე ამაღლდეს, ვიდრე ზემოდან; ამ შემთხვევაში ჭარბი სითბოს გადაცემა უნდა დაიფაროს ნიადაგის ან წყლის სიღრმიდან ზედაპირზე სითბოს მოხვედრით.

ამრიგად, დედამიწის ზედაპირზე ყველა სითბოს შემოდინებისა და გადინების ალგებრული ჯამი უნდა იყოს ნულის ტოლი. ეს გამოიხატება დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსის განტოლებით.

ამ განტოლების დასაწერად, პირველ რიგში, ჩვენ ვაერთებთ შთანთქმის გამოსხივებას და ეფექტურ გამოსხივებას რადიაციულ ბალანსში.

მოდით აღვნიშნოთ ჰაერიდან სითბოს ჩამოსვლა ან ჰაერში მისი გაშვება თბოგამტარობით, როგორც P. იგივე მომატება ან ნაკადი სითბოს გაცვლის გზით ნიადაგის ან წყლის ღრმა ფენებთან ეწოდება A. სითბოს დაკარგვა აორთქლების დროს ან მისი დედამიწის ზედაპირზე კონდენსაციის დროს ჩამოსვლა აღინიშნა LE-ით, სადაც L არის აორთქლების სპეციფიკური სითბო და E - აორთქლებული ან შედედებული წყლის მასა.

ასევე შეგვიძლია ვთქვათ, რომ განტოლების მნიშვნელობა არის ის, რომ დედამიწის ზედაპირზე რადიაციული ბალანსი დაბალანსებულია არარადიაციული სითბოს გადაცემით (ნახ. 5.1).

განტოლება (1) მოქმედებს დროის ნებისმიერ პერიოდზე, მრავალწლიანი პერიოდის ჩათვლით.

იქიდან გამომდინარე, რომ დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსი ნულის ტოლია, არ გამომდინარეობს, რომ ზედაპირის ტემპერატურა არ იცვლება. როდესაც სითბოს გადაცემა მიმართულია ქვევით, სითბო, რომელიც ზედაპირზე მოდის ზემოდან და ღრმად მიდის მისგან, ძირითადად რჩება ნიადაგის ან წყლის ზედა ფენაში (ე.წ. აქტიურ ფენაში). ამ ფენის ტემპერატურა და, შესაბამისად, დედამიწის ზედაპირის ტემპერატურა იზრდება. პირიქით, როდესაც სითბო დედამიწის ზედაპირზე ქვემოდან ზემოდან, ატმოსფეროში გადადის, სითბო ძირითადად აქტიური ფენიდან ტოვებს, რის შედეგადაც ზედაპირის ტემპერატურა ეცემა.

დღიდან და წლიდან წლამდე აქტიური ფენისა და დედამიწის ზედაპირის საშუალო ტემპერატურა ნებისმიერ ადგილას ნაკლებად იცვლება. ეს ნიშნავს, რომ დღის განმავლობაში თითქმის იმდენი სითბო შედის ნიადაგში ან წყალში დღის განმავლობაში, რამდენიც ტოვებს მას ღამით. მაგრამ მაინც, ზაფხულის დღეებში ოდნავ მეტი სიცხე იკლებს, ვიდრე ქვემოდან მოდის. ამიტომ ნიადაგისა და წყლის ფენები და შესაბამისად მათი ზედაპირი დღითი დღე თბება. ზამთარში საპირისპირო პროცესი ხდება. ნიადაგსა და წყალში სითბოს ნაკადისა და დინების სეზონური ცვლილებები თითქმის დაბალანსებულია წლის განმავლობაში, ხოლო დედამიწის ზედაპირისა და აქტიური ფენის საშუალო წლიური ტემპერატურა წლიდან წლამდე ოდნავ იცვლება.

დედამიწის თერმული ბალანსი- შემომავალი და გამავალი ენერგიის თანაფარდობა (რადიაციული და თერმული) დედამიწის ზედაპირზე, ატმოსფეროში და დედამიწა-ატმოსფეროს სისტემაში. ენერგიის ძირითადი წყარო ატმოსფეროში, ჰიდროსფეროში და ლითოსფეროს ზედა ფენებში ფიზიკური, ქიმიური და ბიოლოგიური პროცესების უმრავლესობისთვის არის მზის გამოსხივება, ამიტომ სითბოს ბალანსის კომპონენტების განაწილება და თანაფარდობა ახასიათებს მის გარდაქმნებს ამ ჭურვები.

სითბოს ბალანსი არის ენერგიის შენარჩუნების კანონის განსაკუთრებული ფორმულირება და შედგენილია დედამიწის ზედაპირის მონაკვეთისთვის (დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსი); ატმოსფეროში გამავალი ვერტიკალური სვეტისთვის (ატმოსფეროს სითბოს ბალანსი); იმავე სვეტისთვის, რომელიც გადის ატმოსფეროსა და ლითოსფეროს ან ჰიდროსფეროს ზედა ფენებზე (დედამიწა-ატმოსფეროს სისტემის სითბოს ბალანსი).

დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსის განტოლება:

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

წარმოადგენს ენერგიის ნაკადების ალგებრულ ჯამს დედამიწის ზედაპირის ელემენტსა და მიმდებარე სივრცეს შორის. ამ ფორმულაში:

R - რადიაციული ბალანსი, განსხვავება შთანთქმის მოკლე ტალღის მზის რადიაციასა და დედამიწის ზედაპირიდან გრძელტალღოვან ეფექტურ გამოსხივებას შორის.

P არის სითბოს ნაკადი, რომელიც წარმოიქმნება ქვედა ზედაპირსა და ატმოსფეროს შორის;

F0 - შეინიშნება სითბოს ნაკადი დედამიწის ზედაპირსა და ლითოსფეროს ან ჰიდროსფეროს ღრმა ფენებს შორის;

LE - სითბოს მოხმარება აორთქლებისთვის, რომელიც განისაზღვრება როგორც აორთქლებული წყლის მასის E და აორთქლების სითბოს L სითბოს ბალანსი

ეს ნაკადები მოიცავს რადიაციული ბალანსი (ან ნარჩენი გამოსხივება) R - განსხვავება შთანთქმის მოკლე ტალღის მზის რადიაციასა და დედამიწის ზედაპირიდან გრძელტალღოვან ეფექტურ გამოსხივებას შორის. რადიაციული ბალანსის დადებითი ან უარყოფითი მნიშვნელობა კომპენსირდება რამდენიმე სითბოს ნაკადით. ვინაიდან დედამიწის ზედაპირის ტემპერატურა ჩვეულებრივ არ არის ჰაერის ტემპერატურის ტოლი, სითბოს ნაკადი P წარმოიქმნება ქვედა ზედაპირსა და ატმოსფეროს შორის. ამ შემთხვევაში ნიადაგში სითბოს ნაკადს განსაზღვრავს მოლეკულური თბოგამტარობა, ხოლო რეზერვუარებში სითბოს ცვლა, როგორც წესი, მეტ-ნაკლებად ტურბულენტური ხასიათისაა. სითბოს ნაკადი F0 წყალსაცავის ზედაპირსა და მის ღრმა ფენებს შორის რიცხობრივად უდრის რეზერვუარის სითბოს შემცველობის ცვლილებას მოცემულ დროის ინტერვალში და სითბოს გადაცემას რეზერვუარში დენებისაგან. დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსში მნიშვნელოვანი მნიშვნელობა აქვს, როგორც წესი, სითბოს მოხმარებას LE აორთქლებისთვის, რომელიც განისაზღვრება, როგორც აორთქლებული წყლის მასის E და აორთქლების L სითბოს პროდუქტი. LE-ის მნიშვნელობა დამოკიდებულია წყლის დატენიანებაზე. დედამიწის ზედაპირი, მისი ტემპერატურა, ჰაერის ტენიანობა და ჰაერის ზედაპირულ ფენაში ტურბულენტური სითბოს გაცვლის ინტენსივობა, რაც განსაზღვრავს წყლის ორთქლის დედამიწის ზედაპირიდან ატმოსფეროში გადატანის სიჩქარეს.

ატმოსფერული სითბოს ბალანსის განტოლებას აქვს ფორმა:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

სადაც ΔW არის სითბოს შემცველობის ცვლილების სიდიდე ატმოსფერული სვეტის ვერტიკალური კედლის შიგნით.

ატმოსფეროს თერმული ბალანსი შედგება მისი რადიაციული ბალანსისგან Ra; შემომავალი ან გამავალი სითბო Lr ატმოსფეროში წყლის ფაზური გარდაქმნების დროს (g - მთლიანი ნალექი); P სითბოს შემოდინება ან გადინება დედამიწის ზედაპირთან ატმოსფეროს ტურბულენტური სითბოს გაცვლის გამო; სითბოს Fa ჩამოსვლა ან დაკარგვა, რომელიც გამოწვეულია სვეტის ვერტიკალური კედლების მეშვეობით სითბოს გაცვლით, რაც დაკავშირებულია მოწესრიგებულ ატმოსფერულ მოძრაობებთან და მაკროტურბულენტობასთან. გარდა ამისა, ატმოსფერული სითბოს ბალანსის განტოლება მოიცავს ტერმინ ΔW, რომელიც უდრის სვეტის შიგნით სითბოს შემცველობის ცვლილებას.

დედამიწა-ატმოსფეროს სისტემის სითბოს ბალანსის განტოლება შეესაბამება დედამიწის ზედაპირისა და ატმოსფეროს სითბოს ბალანსის განტოლებების ტერმინების ალგებრულ ჯამს. დედამიწის ზედაპირისა და ატმოსფეროს სითბოს ბალანსის კომპონენტები დედამიწის სხვადასხვა რეგიონისთვის განისაზღვრება მეტეოროლოგიური დაკვირვებებით (აქტინომეტრიულ სადგურებზე, სპეციალურ სითბოს ბალანსის სადგურებზე, დედამიწის მეტეოროლოგიურ თანამგზავრებზე) ან კლიმატოლოგიური გამოთვლებით.

დედამიწის ზედაპირის სითბური ბალანსის კომპონენტების საშუალო გრძედი მნიშვნელობები ოკეანეების, მიწის და დედამიწისთვის და ატმოსფეროს სითბოს ბალანსი მოცემულია ცხრილებში, სადაც სითბოს ბალანსის წევრების მნიშვნელობები განიხილება დადებითად. თუ ისინი შეესაბამება სითბოს მოსვლას. ვინაიდან ეს ცხრილები ეხება საშუალო წლიურ პირობებს, ისინი არ შეიცავს ტერმინებს, რომლებიც ახასიათებს ატმოსფეროში და ლითოსფეროს ზედა ფენების სითბოს შემცველობის ცვლილებას, რადგან ამ პირობებისთვის ისინი ნულის ტოლია.

დედამიწის, როგორც პლანეტისთვის, ატმოსფეროსთან ერთად, სითბოს ბალანსის დიაგრამა წარმოდგენილია ნახ. ატმოსფეროს გარე საზღვრის ზედაპირის ერთეული იღებს მზის გამოსხივების ნაკადს, რომელიც უდრის საშუალოდ დაახლოებით 250 კკალ/სმ2 წელიწადში, საიდანაც დაახლოებით 1/3 აისახება კოსმოსში, ხოლო 167 კკალ/სმ2-ზე. წელი შთანთქავს დედამიწას

სითბოს გაცვლასივრცეში სითბოს გადაცემის სპონტანური შეუქცევადი პროცესი, გამოწვეული არაერთგვაროვანი ტემპერატურის ველით. ზოგადად, სითბოს გადაცემა ასევე შეიძლება გამოწვეული იყოს სხვა ფიზიკური სიდიდის ველების არაერთგვაროვნებით, მაგალითად, კონცენტრაციების სხვაობით (დიფუზიის თერმული ეფექტი). არსებობს სითბოს გადაცემის სამი ტიპი: თბოგამტარობა, კონვექცია და გასხივოსნებული სითბოს გადაცემა (პრაქტიკაში სითბოს გადაცემა ჩვეულებრივ ახორციელებს სამივე ტიპის ერთდროულად). სითბოს გაცვლა განსაზღვრავს ან თან ახლავს ბუნებაში არსებულ ბევრ პროცესს (მაგალითად, ვარსკვლავებისა და პლანეტების ევოლუციის მიმდინარეობა, მეტეოროლოგიური პროცესები დედამიწის ზედაპირზე და ა.შ.). ტექნოლოგიასა და ყოველდღიურ ცხოვრებაში. ხშირ შემთხვევაში, მაგალითად, გაშრობის პროცესების შესწავლისას, აორთქლების გაგრილება, დიფუზია, მასის გადაცემასთან ერთად განიხილება სითბოს გადაცემა. სითბოს გაცვლას ორ გამაგრილებელს შორის მყარი კედლის მეშვეობით ან მათ შორის ინტერფეისის მეშვეობით სითბოს გადაცემას უწოდებენ.

თბოგამტარობასითბოს გადაცემის ერთ-ერთი სახეობა (მიკრონაწილაკების თერმული მოძრაობის ენერგია) სხეულის უფრო გახურებული ნაწილებიდან ნაკლებად გაცხელებულებზე, რაც იწვევს ტემპერატურის გათანაბრებას. თერმული გამტარობით, სხეულში ენერგიის გადაცემა ხდება ენერგიის პირდაპირი გადაცემის შედეგად ნაწილაკებიდან (მოლეკულები, ატომები, ელექტრონები) უფრო მაღალი ენერგიის მქონე ნაწილაკებამდე. თუ თბოგამტარობის ტემპერატურის ფარდობითი ცვლილება l ნაწილაკების საშუალო თავისუფალი გზის მანძილზე მცირეა, მაშინ თბოგამტარობის ძირითადი კანონი (ფურიეს კანონი) დაკმაყოფილებულია: სითბური ნაკადის სიმკვრივე q პროპორციულია ტემპერატურის გრადიენტის T გრადუსისა. ეს არის (17)

სადაც λ არის თბოგამტარობის კოეფიციენტი, ან უბრალოდ თბოგამტარობა, არ არის დამოკიდებული გრადზე T [λ დამოკიდებულია ნივთიერების აგრეგაციის მდგომარეობაზე (იხ. ცხრილი), მის ატომურ-მოლეკულურ სტრუქტურაზე, ტემპერატურასა და წნევაზე, შემადგენლობაზე ( ნარევის ან ხსნარის შემთხვევაში).

განტოლების მარჯვენა მხარეს მინუს ნიშანი მიუთითებს, რომ სითბოს ნაკადის მიმართულება და ტემპერატურის გრადიენტი ერთმანეთის საპირისპიროა.

Q მნიშვნელობის თანაფარდობას განივი კვეთის ფართობთან F ეწოდება სითბოს სპეციფიკური ნაკადი ან სითბოს დატვირთვა და აღინიშნება ასო q-ით.

(18)

თბოგამტარობის კოეფიციენტის λ მნიშვნელობები ზოგიერთი აირის, სითხისა და მყარისთვის 760 მმ Hg ატმოსფერულ წნევაზე შერჩეულია ცხრილებიდან.

Სითბოს გადაცემა.სითბოს გაცვლა ორ გამაგრილებელს შორის მყარი კედლის მეშვეობით, რომელიც აშორებს მათ ან მათ შორის ინტერფეისს. სითბოს გადაცემა მოიცავს სითბოს გადაცემას უფრო ცხელი სითხიდან კედელზე, სითბოს გადაცემას კედელში, სითბოს გადაცემას კედლიდან ცივ მოძრავ გარემოში. სითბოს გადაცემის დროს სითბოს გადაცემის ინტენსივობას ახასიათებს სითბოს გადაცემის კოეფიციენტი k, რიცხობრივად ტოლი სითბოს რაოდენობას, რომელიც გადადის კედლის ზედაპირის ერთეულში დროის ერთეულზე სითხეებს შორის ტემპერატურული სხვაობით 1 K; განზომილება k - W/(m2․K) [კკალ/მ2․°С)]. R-ის მნიშვნელობას, სითბოს გადაცემის კოეფიციენტის ორმხრივს, ეწოდება სითბოს გადაცემის მთლიანი თერმული წინააღმდეგობა. მაგალითად, ერთშრიანი კედლის R

,

სადაც α1 და α2 არის სითბოს გადაცემის კოეფიციენტები ცხელი სითხიდან კედლის ზედაპირზე და კედლის ზედაპირიდან ცივ სითხემდე; δ - კედლის სისქე; λ - თბოგამტარობის კოეფიციენტი. უმეტეს შემთხვევაში, რომლებიც პრაქტიკაში გვხვდება, სითბოს გადაცემის კოეფიციენტი განისაზღვრება ექსპერიმენტულად. ამ შემთხვევაში მიღებული შედეგები მუშავდება თეორიის მსგავსი მეთოდების გამოყენებით

რადიაციული სითბოს გადაცემა -რადიაციული სითბოს გადაცემა ხდება ნივთიერების შიდა ენერგიის რადიაციულ ენერგიად გადაქცევის, რადიაციული ენერგიის გადაცემის და ნივთიერების მიერ მისი შთანთქმის პროცესების შედეგად. რადიაციული სითბოს გადაცემის პროცესების მიმდინარეობა განისაზღვრება სითბოს გაცვლის სხეულების ფარდობითი პოზიციით და ამ სხეულების გამიჯნული საშუალების თვისებებით. რადიაციული სითბოს გადაცემასა და სითბოს გადაცემის სხვა ტიპებს შორის (სითბოგამტარობა, კონვექციური სითბოს გადაცემა) მნიშვნელოვანი განსხვავებაა ის, რომ ეს შეიძლება მოხდეს სითბოს გადაცემის ზედაპირების გამიჯნული მასალის არარსებობის შემთხვევაში, რადგან ეს ხდება ელექტრომაგნიტური გამრავლების შედეგად. რადიაცია.

გასხივოსნებული ენერგია, რომელიც ეცემა გაუმჭვირვალე სხეულის ზედაპირზე გასხივოსნებული სითბოს გაცვლის პროცესში და ხასიათდება ინციდენტური გამოსხივების ნაკადის მნიშვნელობით Qpad ნაწილობრივ შეიწოვება სხეულში და ნაწილობრივ აირეკლება მისი ზედაპირიდან (იხ. სურათი).

შთანთქმის გამოსხივების ნაკადი Qabs განისაზღვრება მიმართებით:

Qabs = Qpad, (20)

სადაც A არის სხეულის შთანთქმის უნარი. იმის გამო, რომ გაუმჭვირვალე სხეულისთვის

Qpad = Qab + Qotp, (21)

სადაც Qotr არის სხეულის ზედაპირიდან არეკლილი გამოსხივების ნაკადი, ეს უკანასკნელი მნიშვნელობა უდრის:

Qotr = (1 - A) Qpad, (22)

სადაც 1 - A = R არის სხეულის არეკვლა. თუ სხეულის შთანთქმის უნარი არის 1 და, შესაბამისად, მისი არეკვლა არის 0, ანუ სხეული შთანთქავს მასზე არსებულ მთელ ენერგიას, მაშინ მას აბსოლუტურად შავი სხეული ეწოდება სხეულის გაცხელებამდე. ამ გამოსხივებას ეწოდება სხეულის საკუთარი გამოსხივება და ხასიათდება მისივე გამოსხივების Qgeneral ნაკადით. შინაგანი გამოსხივება სხეულის ზედაპირის ერთეულის ფართობზე ეწოდება შინაგანი გამოსხივების ნაკადის სიმკვრივეს, ანუ სხეულის ემისიურობას. ეს უკანასკნელი, შტეფან-ბოლცმანის რადიაციის კანონის შესაბამისად, სხეულის ტემპერატურის პროპორციულია მეოთხე ხარისხთან. სხეულის ემისიურობის თანაფარდობას იმავე ტემპერატურაზე აბსოლუტურად შავი სხეულის ემისიურობასთან ემისიის ხარისხი ეწოდება. ყველა სხეულისთვის სიშავის ხარისხი 1-ზე ნაკლებია. თუ რომელიმე სხეულისთვის ის არ არის დამოკიდებული გამოსხივების ტალღის სიგრძეზე, მაშინ ასეთ სხეულს ნაცრისფერი ეწოდება. ნაცრისფერი სხეულის რადიაციის ენერგიის განაწილების ბუნება ტალღის სიგრძეზე იგივეა, რაც აბსოლუტურად შავი სხეულისას, ანუ ის აღწერილია პლანკის გამოსხივების კანონით. ნაცრისფერი სხეულის სიშავის ხარისხი მისი შთანთქმის უნარის ტოლია.

სისტემაში შემავალი ნებისმიერი სხეულის ზედაპირი ასხივებს არეკლილი გამოსხივების Qotр და საკუთარი გამოსხივების Qcob ნაკადებს; ენერგიის მთლიან რაოდენობას, რომელიც ტოვებს სხეულის ზედაპირს, ეწოდება ეფექტური რადიაციული ნაკადი Qeff და განისაზღვრება მიმართებით:

Qeff = Qotr + Qcob. (23)

სხეულის მიერ შთანთქმული ენერგიის ნაწილი უბრუნდება სისტემას საკუთარი გამოსხივების სახით, ამიტომ გასხივოსნებული სითბოს გადაცემის შედეგი შეიძლება წარმოდგენილი იყოს როგორც სხვაობა საკუთარი და შთანთქმული გამოსხივების ნაკადებს შორის. მაგნიტუდა

Qpez = Qcob - Qabl (24)

ეწოდება მიღებული გამოსხივების ნაკადი და გვიჩვენებს, თუ რამდენ ენერგიას იღებს ან კარგავს სხეული დროის ერთეულში სხივური სითბოს გადაცემის შედეგად. შედეგად მიღებული რადიაციული ნაკადი ასევე შეიძლება გამოიხატოს ფორმით

Qpez = Qeff - Qpad, (25)

ანუ როგორც სხვაობა მთლიან დახარჯვასა და სხეულის ზედაპირზე გასხივოსნებული ენერგიის მთლიან ჩამოსვლას შორის. აქედან გამომდინარე, იმის გათვალისწინებით, რომ

Qpad = (Qcob - Qpe) / A, (26)

ჩვენ ვიღებთ გამონათქვამს, რომელიც ფართოდ გამოიყენება რადიაციული სითბოს გადაცემის გამოთვლებში:

რადიაციული სითბოს გადაცემის გამოთვლის ამოცანაა, როგორც წესი, გამოსხივების შედეგად მიღებული ნაკადების პოვნა მოცემულ სისტემაში შემავალ ყველა ზედაპირზე, თუ ცნობილია ყველა ამ ზედაპირის ტემპერატურა და ოპტიკური მახასიათებლები. ამ პრობლემის გადასაჭრელად, გარდა ბოლო ურთიერთობისა, აუცილებელია გაირკვეს კავშირი ნაკადად Qpad მოცემულ ზედაპირზე და ნაკადებს შორის Qeff ყველა ზედაპირზე, რომელიც შედის რადიაციული სითბოს გადაცემის სისტემაში. ამ ურთიერთობის საპოვნელად გამოიყენება საშუალო კუთხური გამოსხივების კოეფიციენტის კონცეფცია, რომელიც გვიჩვენებს, თუ რა ფრაქცია ეცემა რადიაციული სითბოს გაცვლის სისტემაში შემავალი გარკვეული ზედაპირის ნახევარსფერული (ანუ გამოსხივებული ყველა მიმართულებით ნახევარსფეროს შიგნით) გამოსხივება ამ ზედაპირზე. ამრიგად, ნაკადი Qpad ნებისმიერ ზედაპირზე, რომელიც შედის რადიაციული სითბოს გადაცემის სისტემაში, განისაზღვრება, როგორც ყველა ზედაპირის Qeff-ის პროდუქტების ჯამი (მათ შორის, თუ ის ჩაზნექილია) და შესაბამისი კუთხური გამოსხივების კოეფიციენტები.

რადიაციული სითბოს გადაცემა მნიშვნელოვან როლს ასრულებს სითბოს გადაცემის პროცესებში, რომლებიც ხდება დაახლოებით 1000 °C და ზემოთ ტემპერატურაზე. იგი ფართოდ გამოიყენება ტექნოლოგიის სხვადასხვა დარგში: მეტალურგიაში, თბოენერგეტიკაში, ბირთვულ ენერგიაში, სარაკეტო ტექნოლოგიაში, ქიმიურ ტექნოლოგიაში, გაშრობის ტექნოლოგიაში, მზის ტექნოლოგიაში.

მზის სხივური ენერგიის შთანთქმით, დედამიწა თავად ხდება რადიაციის წყარო. თუმცა, მზის და დედამიწის გამოსხივება მნიშვნელოვნად განსხვავდება. მზის პირდაპირი, გაფანტული და არეკლილი გამოსხივება აქვს ტალღის სიგრძე 0,17-დან 2-4-მდე. mk,და ეწოდება მოკლე ტალღარადიაცია. დედამიწის გახურებული ზედაპირი, მისი ტემპერატურის შესაბამისად, ასხივებს რადიაციას ძირითადად ტალღის სიგრძის დიაპაზონში 2-4-დან 40-მდე. მკდა ეწოდება გრძელი ტალღა.ზოგადად რომ ვთქვათ, მზის რადიაციასაც და დედამიწიდან გამოსხივებას აქვს ყველა ტალღის სიგრძის ტალღები. მაგრამ ენერგიის ძირითადი ნაწილი (99.9%) დევს მითითებულ ტალღის სიგრძის დიაპაზონში. მზისა და დედამიწის რადიაციის ტალღის სიგრძის განსხვავება დიდ როლს ასრულებს დედამიწის ზედაპირის თერმული რეჟიმში.

ამრიგად, მზის სხივებით გაცხელებული ჩვენი პლანეტა თავად ხდება რადიაციის წყარო. დედამიწის ზედაპირის მიერ გამოსხივებული გრძელი ტალღის, ანუ სითბოს სხივები, მიმართული ქვემოდან ზევით, ტალღის სიგრძის მიხედვით, ან შეუფერხებლად გადის ატმოსფეროში ან ჭიანურდება. დადგენილია, რომ 9-12 სიგრძის ტალღების გამოსხივება მკთავისუფლად გადადის ვარსკვლავთშორის სივრცეში, რის შედეგადაც დედამიწის ზედაპირი კარგავს სითბოს გარკვეულ ნაწილს.

დედამიწის ზედაპირისა და ატმოსფეროს თერმული ბალანსის პრობლემის გადასაჭრელად საჭირო იყო იმის დადგენა, თუ რამდენი მზის ენერგია შემოდის დედამიწის სხვადასხვა რეგიონში და რამდენი გარდაიქმნება ეს ენერგია სხვა ტიპებად.

დედამიწის ზედაპირზე შემომავალი მზის ენერგიის რაოდენობის გამოთვლის მცდელობები შუაშია XIXსაუკუნეში, მას შემდეგ, რაც შეიქმნა პირველი აქტინომეტრიული ინსტრუმენტები. თუმცა, მხოლოდ 40-იან წლებში XXსაუკუნეში დაიწყო სითბოს ბალანსის შესწავლის პრობლემის ფართო განვითარება. ამას ხელი შეუწყო ომისშემდგომ წლებში სადგურების აქტინომეტრიული ქსელის ფართოდ განვითარებამ, განსაკუთრებით საერთაშორისო გეოფიზიკური წლისთვის მომზადების პერიოდში. მხოლოდ სსრკ-ში IGY-ის დასაწყისში აქტინომეტრული სადგურების რაოდენობამ 200-ს მიაღწია, ამავდროულად, ამ სადგურებზე დაკვირვების მოცულობა მნიშვნელოვნად გაიზარდა. მზის მოკლე ტალღის გამოსხივების გაზომვის გარდა, განისაზღვრა დედამიწის ზედაპირის რადიაციული ბალანსი, ანუ განსხვავება შთანთქმული მოკლე ტალღის გამოსხივებასა და ქვედა ზედაპირის გრძელი ტალღის ეფექტურ გამოსხივებას შორის. რიგ აქტინომეტრულ სადგურებზე მოეწყო დაკვირვება ჰაერის ტემპერატურასა და ტენიანობაზე სიმაღლეებზე. ამან შესაძლებელი გახადა აორთქლებისა და ტურბულენტური სითბოს გადაცემის სითბოს ხარჯების გამოთვლა.

გარდა სისტემატური აქტინომეტრიული დაკვირვებისა, რომელიც განხორციელდა სახმელეთო აქტინომეტრული სადგურების ქსელში იმავე ტიპის პროგრამის მიხედვით, ბოლო წლებში ჩატარდა ექსპერიმენტული სამუშაოები თავისუფალ ატმოსფეროში რადიაციული ნაკადების შესასწავლად. ამ მიზნით, ტროპოსფეროს სხვადასხვა სიმაღლეზე გრძელი ტალღის გამოსხივების ბალანსის სისტემატური გაზომვები ხორციელდება რიგ სადგურებზე სპეციალური რადიოზონდების გამოყენებით. ამ დაკვირვებებმა, ისევე როგორც თავისუფალ ატმოსფეროში რადიაციული ნაკადების შესახებ მიღებულმა უფასო ბურთების, თვითმფრინავების, გეოფიზიკური რაკეტების და დედამიწის ხელოვნური თანამგზავრების გამოყენებით, შესაძლებელი გახადა სითბოს ბალანსის კომპონენტების რეჟიმის შესწავლა.

ექსპერიმენტული კვლევების მასალების გამოყენებით და გაანგარიშების მეთოდების ფართოდ გამოყენებით, მთავარი გეოფიზიკური ობსერვატორიის თანამშრომლებმა დაასახელეს. A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya Vinnikov და სხვები M.I. Budyko-ს ხელმძღვანელობით, პირველად 50-იანი წლების დასაწყისში აშენდა სითბოს ბალანსის კომპონენტების რუქების სერია მთელი მსოფლიოს მასშტაბით. რუქების ეს სერია პირველად გამოქვეყნდა 1955 წელს. გამოქვეყნებული ატლასი შეიცავდა რუქებს მზის რადიაციის მთლიანი განაწილების, რადიაციული ბალანსის, აორთქლებისას სითბოს დანაკარგისა და ტურბულენტური სითბოს გადაცემის საშუალოდ ყოველ თვესა და წელიწადში. მომდევნო წლებში, ახალი მონაცემების მიღებასთან დაკავშირებით, განსაკუთრებით IGY პერიოდისთვის, დაზუსტდა მონაცემები სითბოს ბალანსის კომპონენტების შესახებ და აშენდა რუქების ახალი სერია, რომელიც გამოქვეყნდა 1963 წელს.

დედამიწის ზედაპირისა და ატმოსფეროს სითბოს ბალანსი, დედამიწა-ატმოსფერული სისტემისთვის სითბოს შემოდინებისა და გამოყოფის გათვალისწინებით, ასახავს ენერგიის შენარჩუნების კანონს. დედამიწა-ატმოსფეროს სითბოს ბალანსის განტოლების შესაქმნელად, მხედველობაში უნდა იქნას მიღებული მთელი დედამიწა - მიღებული და მოხმარებული - ერთის მხრივ, მთელი დედამიწის მიერ ატმოსფეროსთან ერთად და მეორეს მხრივ, დედამიწის ქვედა ზედაპირის მიერ. ჰიდროსფეროსა და ლითოსფეროსთან ერთად) და ატმოსფერო. მზის სხივური ენერგიის შთანთქმით, დედამიწის ზედაპირი კარგავს ამ ენერგიის ნაწილს რადიაციის საშუალებით. დანარჩენი იხარჯება ამ ზედაპირისა და ატმოსფეროს ქვედა ფენების გათბობაზე, ასევე აორთქლებაზე. ქვედა ზედაპირის გათბობას თან ახლავს ნიადაგში სითბოს გადაცემა, ხოლო თუ ნიადაგი სველია, მაშინ ამავე დროს სითბო იკარგება ნიადაგის ტენის აორთქლების მიზნით.

ამრიგად, დედამიწის სითბოს ბალანსი მთლიანად შედგება ოთხი კომპონენტისგან.

რადიაციული ბალანსი ( რ). იგი განისაზღვრება მზისგან შთანთქმული მოკლე ტალღის გამოსხივების რაოდენობასა და გრძელტალღოვან ეფექტურ გამოსხივებას შორის სხვაობით.

სითბოს გაცვლა ნიადაგში, რომელიც ახასიათებს სითბოს გადაცემის პროცესს ნიადაგის ზედაპირულ და ღრმა ფენებს შორის (A).ეს სითბოს გაცვლა დამოკიდებულია ნიადაგის სითბოს სიმძლავრეზე და თბოგამტარობაზე.

ტურბულენტური სითბოს გაცვლა დედამიწის ზედაპირს შორის და ატმოსფერო (R).იგი განისაზღვრება სითბოს ოდენობით, რომელსაც ქვედა ზედაპირი იღებს ან ათავისუფლებს ატმოსფეროში, რაც დამოკიდებულია ქვედა ზედაპირისა და ატმოსფეროს ტემპერატურას შორის.

აორთქლებაზე დახარჯული სითბო( ლ.ე.). იგი განისაზღვრება აორთქლების ლატენტური სითბოს პროდუქტით ( ლ) აორთქლებისთვის (E).

სითბოს ბალანსის ეს კომპონენტები ერთმანეთთან არის დაკავშირებული შემდეგი ურთიერთობით:

რ= ა+ პ+ ლ.ე.

სითბოს ბალანსის კომპონენტების გამოთვლები შესაძლებელს ხდის დადგინდეს, თუ როგორ გარდაიქმნება შემომავალი მზის ენერგია დედამიწის ზედაპირზე და ატმოსფეროში. საშუალო და მაღალ განედებზე მზის გამოსხივების შემოდინება ზაფხულში დადებითია, ხოლო ზამთარში უარყოფითი. გათვლებით სამხრეთით 39° ჩრდ. ვ. რადიაციული ენერგიის ბალანსი დადებითია მთელი წლის განმავლობაში სსრკ ევროპის ტერიტორიაზე დაახლოებით 50°-ზე, ბალანსი დადებითია მარტიდან ნოემბრამდე და უარყოფითია ზამთრის სამ თვეში. 80° განედზე დადებითი რადიაციული ბალანსი შეინიშნება მხოლოდ მაის-აგვისტო პერიოდში.

დედამიწის სითბოს ბალანსის გამოთვლების მიხედვით, მთლიანი მზის რადიაცია, რომელიც შეიწოვება დედამიწის ზედაპირის მიერ, შეადგენს ატმოსფეროს გარე საზღვრამდე მისული მზის რადიაციის 43%. დედამიწის ზედაპირიდან ეფექტური გამოსხივება უდრის ამ მნიშვნელობის 15%-ს, გამოსხივების ბალანსი - 28%, აორთქლებისას სითბოს დანაკარგი - 23% და ტურბულენტური სითბოს გადაცემა - 5%.

ახლა განვიხილოთ დედამიწა-ატმოსფერული სისტემის სითბოს ბალანსის კომპონენტების გამოთვლის რამდენიმე შედეგი. აქ მოცემულია ოთხი რუკა: წლის ჯამური გამოსხივება, რადიაციული ბალანსი, აორთქლების სითბოს მოხმარება და სითბოს მოხმარება ჰაერის ტურბულენტური სითბოს გაცვლით გასათბობად, ნასესხები გლობუსის სითბოს ბალანსის ატლასიდან (რედაქტირებულია M. I. Budyko). სურათი 10-ზე ნაჩვენები რუქიდან გამომდინარეობს, რომ მთლიანი გამოსხივების ყველაზე მაღალი წლიური მნიშვნელობები ხდება დედამიწის არიდულ ზონებში. კერძოდ, საჰარასა და არაბეთის უდაბნოებში წლიური გამოსხივება 200-ს აჭარბებს კკალ/სმ 2,ხოლო ორივე ნახევარსფეროს მაღალ განედებში არ აღემატება 60-80-სკკალ/სმ2.

სურათი 11 გვიჩვენებს რადიაციული ბალანსის რუკას. ადვილი მისახვედრია, რომ მაღალ და საშუალო განედებზე რადიაციული ბალანსი იზრდება დაბალი განედებისკენ, რაც დაკავშირებულია მთლიანი და შთანთქმის რადიაციის ზრდასთან. საინტერესოა აღინიშნოს, რომ მთლიანი გამოსხივების იზოლინებისგან განსხვავებით, ოკეანეებიდან კონტინენტებზე გადაადგილებისას იშლება რადიაციული ბალანსის იზოლინები, რაც განპირობებულია ალბედოსა და ეფექტური გამოსხივების სხვაობით. ეს უკანასკნელი უფრო მცირეა წყლის ზედაპირისთვის, ამიტომ ოკეანეების რადიაციული ბალანსი აღემატება კონტინენტების რადიაციულ ბალანსს.

ყველაზე მცირე წლიური რაოდენობა (დაახლოებით 60 კკალ/სმ 2)დამახასიათებელია უბნებისთვის, სადაც ჭარბობს ღრუბლიანობა, ასევე მშრალ ადგილებში, სადაც ალბედოს მაღალი მნიშვნელობები და ეფექტური გამოსხივება ამცირებს რადიაციულ ბალანსს. რადიაციული ბალანსის ყველაზე დიდი წლიური რაოდენობა (80-90 კკალ/სმ 2)დამახასიათებელია დაბალი მოღრუბლული, მაგრამ შედარებით ნოტიო ტროპიკული ტყეებისა და სავანებისთვის, სადაც რადიაციის შემოდინება, თუმცა მნიშვნელოვანი, უფრო დიდია, მაგრამ ალბედო და ეფექტური გამოსხივება უფრო მეტია, ვიდრე დედამიწის უდაბნო რაიონებში.

წლიური აორთქლების მნიშვნელობების განაწილება წარმოდგენილია ნახაზზე 12. აორთქლების სითბოს მოხმარება უდრის აორთქლების ღირებულებისა და აორთქლების ფარული სითბოს ნამრავლს (ლE), განისაზღვრება ძირითადად აორთქლების რაოდენობით, ვინაიდან აორთქლების ფარული სითბო ბუნებრივ პირობებში მერყეობს მცირე საზღვრებში და საშუალოდ უდრის 600-ს. განავალიაორთქლებულ წყალზე თითო გრამი.

როგორც ზემოთ მოყვანილი სურათიდან ჩანს, აორთქლება მიწიდან ძირითადად დამოკიდებულია სითბოსა და ტენიანობის რეზერვებზე. ამრიგად, მიწის ზედაპირიდან აორთქლების მაქსიმალური წლიური რაოდენობა (1000-მდე მმ)ადგილი აქვს ტროპიკულ განედებში, სადაც მნიშვნელოვანი თერმული

რესურსები შერწყმულია უფრო მეტ ჰიდრატაციასთან. თუმცა, ოკეანეები აორთქლების ყველაზე მნიშვნელოვანი წყაროა. მისი მაქსიმალური მნიშვნელობები აქ 2500-3000 აღწევს მმ.ამ შემთხვევაში ყველაზე დიდი აორთქლება ხდება ზედაპირული წყლების შედარებით მაღალი ტემპერატურის მქონე რაიონებში, კერძოდ, თბილი დინების ზონებში (გალფსტრიმი, კურო-სივო და სხვ.). პირიქით, ცივი დინების ზონებში აორთქლების მნიშვნელობები მცირეა. შუა განედებში არის აორთქლების წლიური ციკლი. უფრო მეტიც, ხმელეთისგან განსხვავებით, ოკეანეებზე მაქსიმალური აორთქლება შეინიშნება ცივ სეზონში, როდესაც ჰაერის ტენიანობის დიდი ვერტიკალური გრადიენტები შერწყმულია ქარის გაზრდილ სიჩქარესთან.

ტურბულენტური სითბოს გაცვლა ქვედა ზედაპირსა და ატმოსფეროს შორის დამოკიდებულია რადიაციაზე და ტენიანობაზე. ამიტომ, უდიდესი ტურბულენტური სითბოს გადაცემა ხდება მიწის იმ ადგილებში, სადაც რადიაციის დიდი ნაკადი შერწყმულია მშრალ ჰაერთან. როგორც ჩანს ტურბულენტური სითბოს გაცვლის წლიური მნიშვნელობების რუქიდან (ნახ. 13), ეს არის უდაბნო ზონები, სადაც მისი ღირებულება 60-ს აღწევს. კკალ/სმ2.ტურბულენტური სითბოს გაცვლის სიდიდე მცირეა ორივე ნახევარსფეროს მაღალ განედებში, ასევე ოკეანეებზე. მაქსიმალური წლიური მნიშვნელობები გვხვდება თბილი ზღვის დინების ზონაში (30-ზე მეტი კკალ/სმ 2 წელი),სადაც დიდი ტემპერატურული სხვაობა იქმნება წყალსა და ჰაერს შორის. ამიტომ, ოკეანეებიდან ყველაზე დიდი სითბოს გადაცემა ხდება წლის ცივ პერიოდში.

ატმოსფეროს თერმული ბალანსი განისაზღვრება მზის მოკლე ტალღის და კორპუსკულური გამოსხივების შთანთქმით, გრძელი ტალღის გამოსხივებით, გასხივოსნებული და ტურბულენტური სითბოს გაცვლით, სითბოს ადვექციით, ადიაბატური პროცესებით და ა.შ. მზის სითბოს ჩასვლისა და მოხმარების შესახებ მონაცემებს მეტეოროლოგები იყენებენ ატმოსფეროსა და ჰიდროსფეროს რთული ცირკულაციის, სითბოს და ტენიანობის მიმოქცევის და მრავალი სხვა პროცესისა და ფენომენის ასახსნელად, რომელიც ხდება დედამიწის ჰაერსა და წყლის ჭურვებში.

- წყარო-

პოღოსიანი, ხ.პ. დედამიწის ატმოსფერო / H.P. პოღოსიანი [და სხვები]. – მ.: განათლება, 1970.- 318გვ.

პოსტის ნახვები: 1223