დედამიწის ზედაპირისა და დედამიწა-ტროპოსფერული სისტემის თერმული ბალანსი. რადიაცია და სითბოს ნაშთები ნახეთ, რა არის „დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსი“ სხვა ლექსიკონებში

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 პლანეტის ყველგან, ქარები, ჰაერის აღმავალი და დაღმავალი ნაკადები ყველგან არის. 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 მანიფესტაციის მიზეზები მრავალფეროვანია: დედამიწიდან გამოსხივება ყინულის ფურცლებზე, თბილი ჰაერის ძლიერი დინების გავლა ცივ ზედაპირზე. ინვერსიები განსაკუთრებით დამახასიათებელია მთიან რეგიონებში: მძიმე ცივი ჰაერი მიედინება მთის აუზებში და იქ ჩერდება, გადაადგილდება სანთებელა. 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.

დედამიწის თერმობარული ველის კონცეფცია

რადიაციული ბალანსის სეზონური რყევები

დედამიწის რადიაციული რეჟიმის სეზონური რყევები ზოგადად შეესაბამება ჩრდილოეთ და სამხრეთ ნახევარსფეროების დასხივების ცვლილებებს მზის გარშემო დედამიწის ყოველწლიური რევოლუციის დროს.

ეკვატორულ ზონაში მზის სითბოს სეზონური რყევები არ შეინიშნება: როგორც დეკემბერში, ასევე ივლისში რადიაციული ბალანსი ხმელეთზე 6-8 კკალ/სმ2-ია, ზღვაზე კი 10-12 კკალ/სმ2 თვეში.

ტროპიკულ ზონებში სეზონური რყევები უკვე საკმაოდ მკაფიოდ არის გამოხატული. ჩრდილოეთ ნახევარსფეროში - ჩრდილოეთ აფრიკაში, სამხრეთ აზიასა და ცენტრალურ ამერიკაში - დეკემბერში რადიაციული ბალანსი არის 2-4 კკალ/სმ2, ხოლო ივნისში 6-8 კკალ/სმ2 თვეში. იგივე სურათი შეინიშნება სამხრეთ ნახევარსფეროში: რადიაციული ბალანსი უფრო მაღალია დეკემბერში (ზაფხული), დაბალია ივნისში (ზამთარი).

მთელ ზომიერ ზონაში დეკემბერში, სუბტროპიკების ჩრდილოეთით (ნულოვანი ბალანსის ხაზი გადის საფრანგეთში, ცენტრალურ აზიასა და კუნძულ ჰოკაიდოზე), ბალანსი უარყოფითია. ივნისში, თუნდაც არქტიკული წრის მახლობლად, რადიაციული ბალანსი თვეში 8 კკალ/სმ2-ია. რადიაციული ბალანსის უდიდესი ამპლიტუდა დამახასიათებელია კონტინენტური ჩრდილოეთ ნახევარსფეროსთვის.

ტროპოსფეროს თერმული რეჟიმი განისაზღვრება როგორც მზის სითბოს შემოდინებით, ასევე ჰაერის მასების დინამიკით, რომლებიც ახორციელებენ სიცხისა და სიცივის ადვექციას. მეორეს მხრივ, ჰაერის მოძრაობა თავისთავად გამოწვეულია ტემპერატურის გრადიენტით (ტემპერატურის ვარდნა ერთეულ მანძილზე) ეკვატორულ და პოლარულ განედებს შორის და ოკეანეებსა და კონტინენტებს შორის. ამ რთული დინამიური პროცესების შედეგად წარმოიქმნა დედამიწის თერმობარული ველი. მისი ორივე ელემენტი - ტემპერატურა და წნევა - იმდენად ურთიერთდაკავშირებულია, რომ გეოგრაფიაში ჩვეულებრივად არის საუბარი დედამიწის ერთ თერმობარულ ველზე.

დედამიწის ზედაპირის მიერ მიღებული სითბო გარდაიქმნება და გადანაწილდება ატმოსფეროსა და ჰიდროსფეროს მიერ. სითბო ძირითადად იხარჯება აორთქლებაზე, ტურბულენტურ სითბოს გაცვლაზე და სითბოს გადანაწილებაზე ხმელეთსა და ოკეანეს შორის.

სითბოს ყველაზე დიდი რაოდენობა იხარჯება ოკეანეებიდან და კონტინენტებიდან წყლის აორთქლებაზე. ოკეანეების ტროპიკულ განედებში წელიწადში დაახლოებით 100-120 კკალ/სმ2 იხარჯება აორთქლებაზე, ხოლო წყლებში თბილი დინების 140 კკალ/სმ2-მდე წელიწადში, რაც შეესაბამება წყლის ფენის აორთქლებას 2 მ. სქელი. ეკვატორულ სარტყელში აორთქლებაზე საგრძნობლად ნაკლები ენერგია იხარჯება, ანუ წელიწადში დაახლოებით 60 კკალ/სმ2; ეს უდრის ერთი მეტრიანი წყლის ფენის აორთქლებას.

კონტინენტებზე, აორთქლების მაქსიმალური სითბოს დაკარგვა ხდება ეკვატორულ ზონაში მისი ნოტიო კლიმატით. მიწის ტროპიკულ განედებში არის უდაბნოები უმნიშვნელო აორთქლებით. ზომიერ განედებში, ოკეანეებში აორთქლებისას სითბოს დაკარგვა 2,5-ჯერ მეტია, ვიდრე ხმელეთზე. ოკეანის ზედაპირი შთანთქავს მასზე დაცემული რადიაციის 55-დან 97%-მდე. მთელ პლანეტაზე მზის გამოსხივების 80% იხარჯება აორთქლებაზე, ხოლო დაახლოებით 20% ტურბულენტურ სითბოს გაცვლაზე.

წყლის აორთქლებაზე დახარჯული სითბო ორთქლის კონდენსაციის დროს გადადის ატმოსფეროში აორთქლების ლატენტური სითბოს სახით. ეს პროცესი დიდ როლს ასრულებს ჰაერის გაცხელებაში და ჰაერის მასების გადაადგილებაში.

ეკვატორული განედები იღებენ სითბოს მაქსიმალურ რაოდენობას წყლის ორთქლის კონდენსაციის შედეგად მთელი ტროპოსფეროსთვის - დაახლოებით 100-140 კკალ/სმ 2 წელიწადში. ეს აიხსნება აქ ტროპიკული წყლებიდან სავაჭრო ქარების მიერ მოტანილი უზარმაზარი ტენიანობით და ეკვატორის ზემოთ ჰაერის აწევით. მშრალ ტროპიკულ განედებში, აორთქლების ფარული სითბოს რაოდენობა ბუნებრივად უმნიშვნელოა: 10 კკალ/სმ2-ზე ნაკლები წელიწადში კონტინენტურ უდაბნოებში და დაახლოებით 20 კკალ/სმ2 წელიწადში ოკეანეებზე. წყალი გადამწყვეტ როლს ასრულებს ატმოსფეროს თერმულ და დინამიურ რეჟიმში.

რადიაციული სითბო ასევე შედის ატმოსფეროში ჰაერის ტურბულენტური სითბოს გაცვლის გზით. ჰაერი სითბოს ცუდი გამტარია, ამიტომ მოლეკულურ თბოგამტარობას შეუძლია უზრუნველყოს ატმოსფეროს მხოლოდ მცირე (რამდენიმე მეტრი) ქვედა ფენის გათბობა. ტროპოსფერო თბება ტურბულენტური, ჭავლური, მორევის შერევით: დედამიწის მიმდებარე ქვედა ფენის ჰაერი თბება, ამოდის ჭავლით და მის ადგილას ზედა ცივი ჰაერი ეშვება, რომელიც ასევე თბება. ამრიგად, სითბო სწრაფად გადადის ნიადაგიდან ჰაერში, ერთი ფენიდან მეორეზე.

ტურბულენტური სითბოს ნაკადი უფრო დიდია კონტინენტებზე და ნაკლები ოკეანეებზე. მაქსიმალურ მნიშვნელობას აღწევს ტროპიკულ უდაბნოებში, წელიწადში 60 კკალ/სმ2-მდე, ეკვატორულ და სუბტროპიკულ ზონებში მცირდება 30-20 კკალ/სმ2-მდე, ხოლო ზომიერ ზონებში - 20-10 კკალ/სმ2 წელიწადში. ოკეანეების უფრო დიდ ფართობზე წყალი წელიწადში დაახლოებით 5 კკალ/სმ2 გამოყოფს ატმოსფეროში და მხოლოდ სუბპოლარულ განედებში იღებს ჰაერი გოლფსტრიმისა და კუროშივოდან 20-30 კკალ/სმ2-მდე წელიწადში.

აორთქლების ლატენტური სითბოსგან განსხვავებით, ტურბულენტური ნაკადი სუსტად ინარჩუნებს ატმოსფეროს. უდაბნოებზე ის გადადის ზევით და იშლება, რის გამოც უდაბნო ზონები მოქმედებს როგორც ატმოსფეროს გაგრილების ზონები.

კონტინენტების თერმული რეჟიმი განსხვავებულია მათი გეოგრაფიული მდებარეობიდან გამომდინარე. ჩრდილოეთ კონტინენტებზე აორთქლების სითბოს მოხმარება განისაზღვრება მათი პოზიციით ზომიერ ზონაში; აფრიკასა და ავსტრალიაში - მათი მნიშვნელოვანი ტერიტორიების სიმშრალე. ყველა ოკეანეში სითბოს დიდი ნაწილი იკარგება აორთქლების შედეგად. შემდეგ ამ სითბოს ნაწილი გადადის კონტინენტებზე და ათბობს მაღალი განედების კლიმატს.

კონტინენტებისა და ოკეანეების ზედაპირს შორის სითბოს გაცვლის ანალიზი საშუალებას გვაძლევს გამოვიტანოთ შემდეგი დასკვნები:

1. ორივე ნახევარსფეროს ეკვატორულ განედებში გახურებული ოკეანეებიდან ატმოსფერო წელიწადში 40 კკალ/სმ2 სითბოს იღებს.

2. კონტინენტური ტროპიკული უდაბნოებიდან ატმოსფეროში თითქმის არ შემოდის სითბო.

3. ნულოვანი ბალანსის ხაზი გადის სუბტროპიკებში, გრძედი 40 0.

4. ზომიერ განედებში რადიაციის მიერ სითბოს მოხმარება უფრო მეტია, ვიდრე შთანთქმული რადიაცია; ეს ნიშნავს, რომ ზომიერი განედების კლიმატური ჰაერის ტემპერატურა განისაზღვრება არა მზის, არამედ ადვექციური (დაბალი განედებიდან მოტანილი) სითბოთი.

5. დედამიწა-ატმოსფეროს რადიაციული ბალანსი ეკვატორული სიბრტყის მიმართ დისიმეტრიულია: ჩრდილოეთ ნახევარსფეროს პოლარულ განედებში აღწევს 60-ს, ​​ხოლო შესაბამის სამხრეთში - მხოლოდ 20 კკალ/სმ 2 წელიწადში; სითბო ჩრდილოეთ ნახევარსფეროში გადადის უფრო ინტენსიურად, ვიდრე სამხრეთში, დაახლოებით 3-ჯერ. დედამიწა-ატმოსფერული სისტემის ბალანსი განსაზღვრავს ჰაერის ტემპერატურას.

8.16 ატმოსფეროს გათბობა და გაგრილება „ოკეანე-ატმოსფერო-კონტინენტების“ სისტემის ურთიერთქმედებისას

მზის სხივების შეწოვა ჰაერით უზრუნველყოფს არაუმეტეს 0,1 0 C სითბოს ტროპოსფეროს ქვედა კილომეტრიან ფენას. ატმოსფერო სითბოს არაუმეტეს 1/3-ს იღებს უშუალოდ მზიდან და შთანთქავს 2/3-ს დედამიწის ზედაპირიდან და, უპირველეს ყოვლისა, ჰიდროსფეროდან, რომელიც გადასცემს მას სითბოს ზედაპირიდან აორთქლებული წყლის ორთქლის მეშვეობით. წყლის ჭურვი.

მზის სხივები, რომლებიც გადის პლანეტის აირისებრ გარსში, წყალს ხვდება დედამიწის ზედაპირის უმეტეს ადგილას: ოკეანეებში, წყალსაცავებში და მიწის ჭაობებში, ტენიან ნიადაგში და მცენარეების ფოთლებში. მზის გამოსხივების თერმული ენერგია იხარჯება ძირითადად აორთქლებაზე. აორთქლების წყლის ერთეულზე დახარჯული სითბოს რაოდენობას აორთქლების ფარული სითბო ეწოდება. როდესაც ორთქლი კონდენსირდება, აორთქლების სითბო შემოდის ჰაერში და ათბობს მას.

წყლის ობიექტების მიერ მზის სითბოს შთანთქმა განსხვავდება მიწის გათბობისგან. წყლის სითბოს სიმძლავრე დაახლოებით 2-ჯერ მეტია, ვიდრე ნიადაგის. იგივე სიცხის დროს წყალი თბება ორჯერ სუსტად ვიდრე ნიადაგი. გაციებისას ურთიერთობა იცვლება. თუ ცივი ჰაერის მასა შეაღწევს ოკეანის თბილ ზედაპირზე, სითბო 5 კმ-მდე ფენაში აღწევს. ტროპოსფეროს დათბობა გამოწვეულია აორთქლების ლატენტური სიცხის გამო.

ტურბულენტური ჰაერის შერევა (უწესრიგო, არათანაბარი, ქაოტური) ქმნის კონვექციურ დინებებს, რომელთა ინტენსივობა და მიმართულება დამოკიდებულია რელიეფის ბუნებაზე და ჰაერის მასების პლანეტარული მიმოქცევაზე.

ადიაბატური პროცესის კონცეფცია. ჰაერის თერმული რეჟიმში მნიშვნელოვანი როლი ეკუთვნის ადიაბატურ პროცესს.

ადიაბატური პროცესის კონცეფცია. ატმოსფეროს თერმული რეჟიმის ყველაზე მნიშვნელოვანი როლი ადიაბატურ პროცესს ეკუთვნის. ჰაერის ადიაბატური გათბობა და გაგრილება ხდება ერთ მასაში, სითბოს გაცვლის გარეშე სხვა მედიასთან.

როდესაც ჰაერი ეშვება ტროპოსფეროს ზედა ან შუა ფენებიდან ან მთების ფერდობებზე, ის იშვიათი ფენებიდან შედის უფრო მკვრივში, გაზის მოლეკულები უახლოვდება, მათი შეჯახება ძლიერდება და ჰაერის მოლეკულების მოძრაობის კინეტიკური ენერგია გადაიქცევა სითბოში. . ჰაერი თბება სხვა ჰაერის მასებიდან ან დედამიწის ზედაპირიდან სითბოს მიღების გარეშე. ადიაბატური გათბობა ხდება, მაგალითად, ტროპიკებში, უდაბნოებსა და ოკეანეებზე იმავე განედებზე. ჰაერის ადიაბატურ გათბობას თან ახლავს მისი გაშრობა (რაც ტროპიკულ ზონაში უდაბნოების წარმოქმნის მთავარი მიზეზია).

ამომავალი დინების დროს ჰაერი ადიაბატურად გაცივდება. მკვრივი ქვედა ტროპოსფეროდან ის ამოდის იშვიათ შუა და ზედა ტროპოსფეროში. ამავდროულად, მისი სიმკვრივე მცირდება, მოლეკულები შორდებიან ერთმანეთს, უფრო იშვიათად ეჯახებიან, გახურებული ზედაპირიდან ჰაერით მიღებული თერმული ენერგია გადაიქცევა კინეტიკურ ენერგიად და იხარჯება მექანიკურ მუშაობაზე გაზის გაფართოებისთვის. ეს ხსნის ჰაერის გაციებას, როდესაც ის იზრდება.

მშრალი ჰაერი ადიაბატურად გაცივდება 10C-ით 100 მ ამაღლებაზე, ეს არის ადიაბატური პროცესი. თუმცა, ბუნებრივი ჰაერი შეიცავს წყლის ორთქლს, რომელიც შედედებისას გამოყოფს სითბოს. ამიტომ, ფაქტობრივად, ტემპერატურა ეცემა 0,6 0 C-ით 100 მ-ზე (ან 6 0 C-ით 1 კმ სიმაღლეზე). ეს არის სველ-ადიაბატური პროცესი.

დაშვებისას მშრალი და ნოტიო ჰაერი თანაბრად თბება, რადგან ტენიანობის კონდენსაცია არ ხდება და აორთქლების ფარული სითბო არ გამოიყოფა.

მიწის თერმული რეჟიმის ყველაზე აშკარად დამახასიათებელი ნიშნები უდაბნოებში ვლინდება: მზის გამოსხივების დიდი ნაწილი აისახება მათი მსუბუქი ზედაპირიდან, სითბო არ იხარჯება აორთქლებაზე და გამოიყენება მშრალი ქანების გასათბობად. ისინი ათბობენ ჰაერს დღის განმავლობაში მაღალ ტემპერატურაზე. მშრალ ჰაერში სითბო არ ნარჩუნდება და თავისუფლად გადაიცემა ზედა ატმოსფეროში და პლანეტათაშორის სივრცეში. პლანეტარული მასშტაბით, უდაბნოები ატმოსფეროს გამაგრილებელ ფანჯრებსაც ემსახურებიან.

დედამიწის სხვადასხვა ზედაპირის გათბობისა და გაგრილების ხარისხის სწორად შესაფასებლად, აორთქლების გამოთვლა, ნიადაგში ტენიანობის რეზერვების ცვლილებების დასადგენად, გაყინვის პროგნოზირების მეთოდების შემუშავების მიზნით, აგრეთვე მელიორაციის სამუშაოების გავლენის შესაფასებლად ზედაპირის კლიმატურ პირობებზე. ჰაერის ფენა, საჭიროა მონაცემები დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსის შესახებ.

დედამიწის ზედაპირი განუწყვეტლივ იღებს და კარგავს სითბოს მოკლეტალღოვანი და გრძელტალღოვანი გამოსხივების სხვადასხვა ნაკადების გავლენის შედეგად. მეტ-ნაკლებად შთანთქავს მთლიან რადიაციას და კონტრ გამოსხივებას, დედამიწის ზედაპირი თბება და ასხივებს გრძელტალღოვან გამოსხივებას, რაც იმას ნიშნავს, რომ იგი კარგავს სითბოს. დედამიწიდან სითბოს დაკარგვის დამახასიათებელი მნიშვნელობა
ზედაპირი ეფექტური გამოსხივებაა. ის უდრის სხვაობას დედამიწის ზედაპირის გამოსხივებასა და ატმოსფეროს საწინააღმდეგო გამოსხივებას შორის. ვინაიდან ატმოსფეროს საწინააღმდეგო გამოსხივება ყოველთვის ოდნავ ნაკლებია, ვიდრე დედამიწაზე, ეს განსხვავება დადებითია. დღის განმავლობაში ეფექტური გამოსხივება დაფარულია შთანთქმის მოკლე ტალღის გამოსხივებით. ღამით, მზის მოკლე ტალღის გამოსხივების არარსებობის შემთხვევაში, ეფექტური გამოსხივება ამცირებს დედამიწის ზედაპირის ტემპერატურას. მოღრუბლულ ამინდში, ატმოსფეროდან საპირისპირო გამოსხივების გაზრდის გამო, ეფექტური გამოსხივება გაცილებით ნაკლებია, ვიდრე წმინდა ამინდში. ასევე ნაკლებია ღამით დედამიწის ზედაპირის გაგრილება. შუა განედებზე, დედამიწის ზედაპირი ეფექტური გამოსხივების შედეგად კარგავს სითბოს დაახლოებით ნახევარს, რომელსაც ის იღებს შთანთქმის რადიაციისგან.

გასხივოსნებული ენერგიის ჩამოსვლა და მოხმარება ფასდება დედამიწის ზედაპირის რადიაციული ბალანსის მნიშვნელობით. ის უდრის სხვაობას შთანთქმელ და ეფექტურ გამოსხივებას შორის, მასზეა დამოკიდებული დედამიწის ზედაპირის თერმული მდგომარეობა – მისი გათბობა თუ გაგრილება. დღის განმავლობაში ის თითქმის ყოველთვის დადებითია, ანუ სითბოს შემოდინება აღემატება სითბოს გადინებას. ღამით რადიაციული ბალანსი უარყოფითია და ეფექტური გამოსხივების ტოლია. დედამიწის ზედაპირის რადიაციული ბალანსის წლიური მნიშვნელობები, გარდა უმაღლესი განედებისა, ყველგან დადებითია. ეს ჭარბი სითბო იხარჯება ატმოსფეროს გასათბობად ტურბულენტური სითბოს გამტარობის, აორთქლებისა და ნიადაგის ან წყლის ღრმა ფენებთან სითბოს გაცვლის გზით.

თუ გავითვალისწინებთ ტემპერატურულ პირობებს ხანგრძლივი პერიოდის განმავლობაში (წელი ან უკეთესი, წლების სერია), მაშინ დედამიწის ზედაპირი, ატმოსფერო ცალკე და დედამიწა-ატმოსფერული სისტემა თერმული წონასწორობის მდგომარეობაშია. მათი საშუალო ტემპერატურა წლიდან წლამდე ოდნავ იცვლება. ენერგიის შენარჩუნების კანონის თანახმად, შეგვიძლია ვივარაუდოთ, რომ სითბოს ნაკადების ალგებრული ჯამი, რომელიც დედამიწის ზედაპირზე მოდის და ტოვებს, ნულის ტოლია. ეს არის დედამიწის ზედაპირის სითბოს ბალანსის განტოლება. მისი მნიშვნელობა ის არის, რომ დედამიწის ზედაპირის რადიაციული ბალანსი დაბალანსებულია არარადიაციული სითბოს გადაცემით. სითბოს ბალანსის განტოლება, როგორც წესი, არ ითვალისწინებს (მათი სიმცირის გამო) ისეთ ნაკადებს, როგორიცაა ნალექებით გადაცემული სითბო, ენერგიის მოხმარება ფოტოსინთეზისთვის, ბიომასის დაჟანგვიდან სითბოს მიღება, აგრეთვე ყინულის ან თოვლის დნობისთვის სითბოს მოხმარება. სითბოს მიღება გაყინული წყლისგან.

დედამიწა-ატმოსფერული სისტემის თერმული ბალანსი ხანგრძლივი პერიოდის განმავლობაში ასევე ნულის ტოლია, ანუ დედამიწა, როგორც პლანეტა თერმულ წონასწორობაშია: ატმოსფეროს ზედა საზღვარზე მოხვედრილი მზის რადიაცია დაბალანსებულია კოსმოსში გამოსხივების ზედა საზღვრიდან. ატმოსფერო.

თუ ატმოსფეროს ზედა ზღვარზე მისულ რაოდენობას ავიღებთ 100%, მაშინ ამ რაოდენობის 32% ატმოსფეროში იფანტება. აქედან 6% ბრუნდება კოსმოსში. შესაბამისად, 26% აღწევს დედამიწის ზედაპირს გაფანტული გამოსხივების სახით; რადიაციის 18% შეიწოვება ოზონით, აეროზოლებით და მიდის ატმოსფეროს გასათბობად; 5% შეიწოვება ღრუბლებით; რადიაციის 21% ღრუბლებიდან ასახვის შედეგად კოსმოსში გადის. ამრიგად, დედამიწის ზედაპირზე შემოსული გამოსხივება შეადგენს 50%-ს, საიდანაც პირდაპირი გამოსხივება შეადგენს 24%-ს; 47% შეიწოვება დედამიწის ზედაპირით, ხოლო შემომავალი გამოსხივების 3% აირეკლება უკან კოსმოსში. შედეგად, მზის გამოსხივების 30% ტოვებს ატმოსფეროს ზედა საზღვარს გარე სივრცეში. ამ რაოდენობას დედამიწის პლანეტარული ალბედო ეწოდება. „დედამიწის ატმოსფეროს“ სისტემისთვის ასახული და გაფანტული მზის რადიაციის 30%, ხმელეთის გამოსხივების 5% და ატმოსფერული გამოსხივების 65% ბრუნდება კოსმოსში ატმოსფეროს ზედა საზღვრის გავლით, ანუ სულ 100%.

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. მსგავსი სითბოს ნაკადი F0 შეინიშნება დედამიწის ზედაპირსა და ლითოსფეროს ან ჰიდროსფეროს ღრმა ფენებს 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.

დედამიწა სითბოს იღებს მზის მოკლე ტალღის გამოსხივების შთანთქმით ატმოსფეროში და განსაკუთრებით დედამიწის ზედაპირზე. მზის გამოსხივება პრაქტიკულად სითბოს ერთადერთი წყაროა, რომელიც შედის ატმოსფერო-დედამიწის სისტემაში. სითბოს სხვა წყაროები (დედამიწის შიგნით რადიოაქტიური ელემენტების დაშლის დროს გამოთავისუფლებული სიცხე, გრავიტაციული სიცხე და ა. სითბოს ბალანსის განტოლების შედგენა.

სითბო იკარგება მოკლე ტალღის გამოსხივებით, რომელიც გადის გარე სივრცეში, რომელიც აისახება ატმოსფეროდან Soa-დან და დედამიწის ზედაპირის SOP-დან და დედამიწის ზედაპირის Ee-ის ხანგრძლივი ტალღის გამოსხივების ეფექტური გამოსხივების გამო და ატმოსფერული გამოსხივება Ea.

ამრიგად, ატმოსფეროს ზედა საზღვარზე, დედამიწის, როგორც პლანეტის სითბოს ბალანსი შედგება რადიაციული (რადიაციული) სითბოს გაცვლისგან:

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

სად?Se, ცვლილება სითბოს შემცველობა "ატმოსფერო-დედამიწის" სისტემის გარკვეული პერიოდის განმავლობაში?t.

განვიხილოთ ამ განტოლების პირობები წლიური პერიოდის განმავლობაში. მზის გამოსხივების ნაკადი დედამიწის საშუალო მანძილზე მზიდან არის დაახლოებით 42,6-10° J/(მ2-წელი). ამ ნაკადიდან დედამიწა იღებს ენერგიას, რომელიც ტოლია მზის მუდმივი I0 პროდუქტის დედამიწის pR2 კვეთის ფართობზე, ანუ I0 pR2, სადაც R არის დედამიწის საშუალო რადიუსი. დედამიწის ბრუნვის გავლენით ეს ენერგია ნაწილდება დედამიწის მთელ ზედაპირზე, უდრის 4рR2. შესაბამისად, დედამიწის ჰორიზონტალურ ზედაპირზე მზის გამოსხივების ნაკადის საშუალო მნიშვნელობა, ატმოსფეროს მიერ მისი შესუსტების გათვალისწინების გარეშე, არის Iо рR2/4рR3 = Iо/4, ანუ 0,338 კვტ/მ2. ერთი წლის განმავლობაში, ატმოსფეროს გარე საზღვრის ზედაპირის თითოეული კვადრატული მეტრი საშუალოდ იღებს დაახლოებით 10,66-109 J, ანუ 10,66 GJ მზის ენერგიას, ანუ Io = 10,66 GJ/(m2*წელი).

განვიხილოთ (1) განტოლების მოხმარების ნაწილი. ატმოსფეროს გარე საზღვარზე მოხვედრილი მზის გამოსხივება ნაწილობრივ აღწევს ატმოსფეროში და ნაწილობრივ აირეკლება ატმოსფერო და დედამიწის ზედაპირი გარე სივრცეში. უახლესი მონაცემებით, დედამიწის საშუალო ალბედო შეფასებულია 33%-ით: იგი შედგება ღრუბლების ანარეკლისგან (26%) და ანარეკლისგან ქვედა ზედაპირიდან (7:%). მაშინ ღრუბლების მიერ არეკლილი გამოსხივება არის Soa = 10,66*0,26 = 2,77 GJ/(m2*წელი), დედამიწის ზედაპირის მიხედვით - SOP = 10,66*0,07 = 0,75 GJ/(m2*წელი) და ზოგადად დედამიწა ირეკლავს 3,52. GJ/(მ2*წელი).

მზის რადიაციის შთანთქმის შედეგად გაცხელებული დედამიწის ზედაპირი ხდება გრძელტალღოვანი გამოსხივების წყარო, რომელიც ათბობს ატმოსფეროს. ნებისმიერი სხეულის ზედაპირი, რომელსაც აქვს ტემპერატურა აბსოლუტურ ნულზე მეტი, მუდმივად ასხივებს თერმულ ენერგიას. გამონაკლისი არც დედამიწის ზედაპირი და ატმოსფეროა. შტეფან-ბოლცმანის კანონის თანახმად, გამოსხივების ინტენსივობა დამოკიდებულია სხეულის ტემპერატურაზე და მის გამოსხივებაზე:

E = vuT4, (2)

სადაც E არის გამოსხივების ინტენსივობა, ან შინაგანი გამოსხივება, W/m2; β არის სხეულის ემისიურობა აბსოლუტურად შავ სხეულთან მიმართებაში, რომლისთვისაც β = 1; y - შტეფან-ბოლცმანის მუდმივი, ტოლია 5,67*10-8 W/(m2*K4); T არის სხეულის აბსოლუტური ტემპერატურა.

სხვადასხვა ზედაპირების მნიშვნელობები მერყეობს 0,89-დან (წყლის გლუვი ზედაპირი) 0,99-მდე (მკვრივი მწვანე ბალახი). საშუალოდ დედამიწის ზედაპირისთვის 0,95-ის ტოლია.

დედამიწის ზედაპირის აბსოლუტური ტემპერატურა 190-დან 350 კ-მდეა. ასეთ ტემპერატურაზე გამოსხივებულ გამოსხივებას აქვს ტალღის სიგრძე 4-120 მიკრონი და შესაბამისად, ეს ყველაფერი ინფრაწითელია და თვალით არ აღიქმება.

დედამიწის ზედაპირის შინაგანი გამოსხივება - E3, გამოითვლება (2) ფორმულის მიხედვით, უდრის 12,05 GJ/(მ2*წელი), რაც 1,39 GJ/(მ2*წელი) არის, ანუ 13%-ით აღემატება მიღებულ მზის გამოსხივებას. S0 ატმოსფეროს ზედა საზღვარზე. დედამიწის ზედაპირის მიერ რადიაციის ასეთი დიდი გამოყოფა გამოიწვევს მის სწრაფ გაგრილებას, თუ ამას ხელი არ შეუშლიდა დედამიწის ზედაპირის მიერ მზის და ატმოსფერული გამოსხივების შთანთქმის პროცესით. ინფრაწითელი ხმელეთის გამოსხივება, ანუ დედამიწის ზედაპირის შინაგანი გამოსხივება, ტალღის სიგრძის დიაპაზონში 4,5-დან 80 მიკრონიმდე, ინტენსიურად შეიწოვება ატმოსფერული წყლის ორთქლით და მხოლოდ 8,5-11 მიკრონი გადის ატმოსფეროში და მიდის გარე სივრცეში. თავის მხრივ, ატმოსფერული წყლის ორთქლი ასევე ასხივებს უხილავ ინფრაწითელ გამოსხივებას, რომლის უმეტესი ნაწილი მიმართულია დედამიწის ზედაპირისკენ, დანარჩენი კი კოსმოსში გადადის. დედამიწის ზედაპირზე მოსულ ატმოსფერულ გამოსხივებას ატმოსფეროს კონტრ გამოსხივებას უწოდებენ.

ატმოსფეროს შემომავალი გამოსხივებიდან დედამიწის ზედაპირი შთანთქავს თავისი ღირებულების 95%-ს, ვინაიდან, კირჩჰოფის კანონის თანახმად, სხეულის რადიაციის გამოსხივების სიმძლავრე უდრის რადიაციის შთანთქმის შესაძლებლობებს. ამრიგად, ატმოსფეროს საწინააღმდეგო გამოსხივება არის დედამიწის ზედაპირისთვის სითბოს მნიშვნელოვანი წყარო, გარდა შთანთქმული მზის რადიაციისა. ატმოსფეროს კონტრ გამოსხივება არ შეიძლება პირდაპირ განისაზღვროს და გამოითვლება არაპირდაპირი მეთოდებით. დედამიწის ზედაპირის მიერ შთანთქმული ატმოსფეროს კონტრ გამოსხივება არის ეზა = 10,45 GJ/(მ2 * წელი). S0-თან მიმართებაში არის 98%.

მრიცხველის გამოსხივება ყოველთვის ნაკლებია ხმელეთის გამოსხივებაზე. ამრიგად, დედამიწის ზედაპირი კარგავს სითბოს საკუთარ და კონტრ გამოსხივებას შორის დადებითი სხვაობის გამო. განსხვავებას დედამიწის ზედაპირის გამოსხივებასა და ატმოსფეროს საპირისპირო გამოსხივებას შორის ეწოდება ეფექტური გამოსხივება (Ee):

ეე = ეზ - ეზა (3)

მზის სითბოს გაცვლა ხმელეთზე

ეფექტური გამოსხივება არის სხივური ენერგიის და, შესაბამისად, სითბოს წმინდა დაკარგვა დედამიწის ზედაპირიდან. კოსმოსში გამომავალი ეს სითბო არის 1,60 GJ/(მ2*წელი), ანუ ატმოსფეროს ზედა საზღვარზე მიღებული მზის გამოსხივების 15% (ისარი Ez ნახ. 9.1). ზომიერ განედებზე, დედამიწის ზედაპირი ეფექტური გამოსხივებით კარგავს სითბოს დაახლოებით ნახევარს, რომელსაც ის იღებს შთანთქმის გამოსხივებისგან.

ატმოსფეროდან გამოსხივება უფრო რთულია, ვიდრე გამოსხივება დედამიწის ზედაპირიდან. პირველ რიგში, კირჩჰოფის კანონის თანახმად, ენერგიას გამოიყოფა მხოლოდ ის აირები, რომლებიც შთანთქავენ მას, ანუ წყლის ორთქლი, ნახშირორჟანგი და ოზონი. მეორეც, თითოეული ამ აირის გამოსხივება რთული და შერჩევითია. ვინაიდან წყლის ორთქლის შემცველობა სიმაღლესთან ერთად მცირდება, ატმოსფეროს ყველაზე ძლიერად გამოსხივებული ფენები მდებარეობს 6-10 კმ სიმაღლეზე. ატმოსფეროს გრძელტალღოვანი გამოსხივება მსოფლიო სივრცეში Ea = 5,54 GJ/(მ2*წელი), რაც შეადგენს მზის გამოსხივების შემოდინების 52%-ს ატმოსფეროს ზედა საზღვარზე. დედამიწის ზედაპირიდან და ატმოსფეროდან კოსმოსში შემავალი გრძელი ტალღის გამოსხივებას გამავალი რადიაცია EU ეწოდება. მთლიანობაში ის უდრის 7,14 GJ/(მ2*წელი), ანუ მზის გამოსხივების შემოდინების 67%-ს.

Soa-ს, Soa-ს, Sop-ის, Ee-სა და Ea-ს აღმოჩენილი მნიშვნელობების (1) განტოლებით ჩანაცვლებით, მივიღებთ - ?Sз = 0, ანუ გამავალი გამოსხივება, არეკლილი და გაფანტული მოკლე ტალღის გამოსხივებასთან ერთად, ანაზღაურებს მზის რადიაციის შემოდინება დედამიწაზე. სხვა სიტყვებით რომ ვთქვათ, დედამიწა ატმოსფეროსთან ერთად კარგავს იმდენ რადიაციას, რამდენსაც იღებს და, შესაბამისად, იმყოფება რადიაციული წონასწორობის მდგომარეობაში.

დედამიწის თერმული წონასწორობა დასტურდება ტემპერატურის გრძელვადიანი დაკვირვებებით: დედამიწის საშუალო ტემპერატურა წლიდან წლამდე ოდნავ იცვლება და თითქმის უცვლელი რჩება ერთი გრძელვადიანი პერიოდიდან მეორემდე.