Saules starojuma un siltuma bilance. Zemes virsmas un atmosfēras termiskais līdzsvars Zemes termobariskā lauka jēdziens
Atmosfēra, tāpat kā zemes virsma, gandrīz visu siltumu saņem no Saules. Citi apkures avoti ir siltums, kas nāk no Zemes zarnām, bet tas ir tikai daļa no procentiem no kopējā siltuma daudzuma.
Lai gan saules starojums ir vienīgais zemes virsmas siltuma avots, ģeogrāfiskā apvalka termiskais režīms nav tikai radiācijas līdzsvara sekas. Saules siltums tiek pārveidots un pārdalīts sauszemes faktoru ietekmē, un to galvenokārt pārveido gaisa un okeāna straumes. Tās savukārt ir saistītas ar nevienmērīgo saules starojuma sadalījumu pa platuma grādiem. Šis ir viens no spilgtākajiem piemēriem dažādu dabas komponentu ciešai globālai saiknei un mijiedarbībai.
Zemes dzīvajai dabai svarīga ir siltuma pārdale starp dažādiem platuma grādiem, kā arī starp okeāniem un kontinentiem. Pateicoties šim procesam, uz Zemes virsmas notiek ļoti sarežģīta siltuma telpiskā pārdale atbilstoši augstākajiem gaisa un okeāna straumju kustības virzieniem. Tomēr kopējā siltuma pārnese parasti tiek virzīta no zemiem platuma grādiem uz augstiem platuma grādiem un no okeāniem uz kontinentiem.
Siltuma sadale atmosfērā notiek ar konvekciju, siltuma vadīšanu un starojumu. Termiskā konvekcija izpaužas visur uz planētas, vēji, augšupejošas un lejupejošas gaisa straumes ir visuresošas. Konvekcija ir īpaši izteikta tropos.
Siltumvadītspējai, tas ir, siltuma pārnesei tiešā atmosfēras saskarē ar siltu vai aukstu zemes virsmu, ir salīdzinoši maza nozīme, jo gaiss ir slikts siltuma vadītājs. Tieši šis īpašums ir atradis plašu pielietojumu logu rāmju ražošanā ar dubultstikliem.
Siltuma pieplūde un izplūde zemākajos atmosfēras slāņos dažādos platuma grādos nav vienāda. Uz ziemeļiem no 38°N sh. vairāk siltuma izdalās nekā tiek absorbēts. Šos zaudējumus kompensē siltās okeāna un gaisa straumes, kas vērstas uz mērenajiem platuma grādiem.
Saules enerģijas saņemšanas un iztērēšanas, visas Zemes atmosfēras sistēmas apkures un dzesēšanas procesu raksturo siltuma bilance. Ja ņemsim ikgadējo saules enerģijas piegādi atmosfēras augšējai robežai par 100%, tad saules enerģijas bilance izskatīsies šādi: 42% atstarojas no Zemes un atgriežas atpakaļ kosmosā (šī vērtība raksturo Zemes albedo), no kura 38% atstaro atmosfēra un 4% - zemes virsma. Pārējo (58%) absorbē: 14% - atmosfērā un 44% - zemes virsmā. Uzkarsētā Zemes virsma atdod visu tās absorbēto enerģiju. Tajā pašā laikā enerģijas izstarojums pa zemes virsmu ir 20%, 24% tiek tērēti gaisa sildīšanai un mitruma iztvaicēšanai (5,6% gaisa sildīšanai un 18,4% mitruma iztvaicēšanai).
Šādas vispārīgas zemeslodes siltuma bilances īpašības kopumā. Faktiski dažādām platuma joslām dažādām virsmām siltuma bilance nebūs vienāda. Tādējādi jebkuras teritorijas siltuma bilance tiek izjaukta saullēktā un saulrietā, mainoties gadalaikiem, atkarībā no atmosfēras apstākļiem (mākoņainība, gaisa mitrums un putekļu saturs tajā), virsmas rakstura (ūdens vai zeme, mežs vai sīpols, sniega sega vai kaila zeme). ), augstums virs jūras līmeņa. Lielāko daļu siltuma izstaro naktīs, ziemā un caur retu, tīru, sausu gaisu lielā augstumā. Bet galu galā radiācijas radītos zaudējumus kompensē no Saules nākošais siltums, un uz Zemes kopumā valda dinamiskā līdzsvara stāvoklis, pretējā gadījumā tā sasiltu vai, gluži otrādi, atdziest.
Gaisa temperatūra
Atmosfēras sildīšana notiek diezgan sarežģītā veidā. Saules gaismas īsie viļņu garumi, sākot no redzamas sarkanas līdz ultravioletajai gaismai, uz Zemes virsmas tiek pārvērsti garākos karstuma viļņos, kas vēlāk, izstarojot no Zemes virsmas, sasilda atmosfēru. Atmosfēras apakšējie slāņi sasilst ātrāk nekā augšējie, kas izskaidrojams ar norādīto zemes virsmas termisko starojumu un to, ka tiem ir augsts blīvums un tie ir piesātināti ar ūdens tvaikiem.
Temperatūras vertikālā sadalījuma raksturīga iezīme troposfērā ir tās samazināšanās līdz ar augstumu. Vidējais vertikālās temperatūras gradients, tas ir, vidējais samazinājums, kas aprēķināts uz 100 m augstuma, ir 0,6 ° C. Mitrā gaisa dzesēšanu pavada mitruma kondensācija. Šajā gadījumā tiek atbrīvots noteikts siltuma daudzums, kas tika iztērēts tvaika veidošanai. Tāpēc, mitram gaisam paceļoties, tas atdziest gandrīz divas reizes lēnāk nekā sausais gaiss. Sausā gaisa ģeotermiskais koeficients troposfērā ir vidēji 1 °C.
Gaiss, kas paceļas no apsildāmās zemes virsmas un ūdenstilpēm, nonāk zema spiediena zonā. Tas ļauj tai paplašināties, un saistībā ar to noteikts siltumenerģijas daudzums tiek pārvērsts kinētiskajā enerģijā. Šī procesa rezultātā gaiss tiek atdzesēts. Ja tajā pašā laikā tas ne no kurienes nesaņem siltumu un nekur to nedod, tad visu aprakstīto procesu sauc par adiabātisko jeb dinamisko dzesēšanu. Un otrādi, gaiss nolaižas, nonāk augsta spiediena zonā, to kondensē gaiss, kas to ieskauj, un mehāniskā enerģija tiek pārvērsta siltumenerģijā. Šī iemesla dēļ gaiss piedzīvo adiabātisku uzsilšanu, kas vidēji ir 1 °C uz katriem 100 m nosēšanās.
Dažreiz temperatūra paaugstinās līdz ar augstumu. Šo parādību sauc par inversiju. U "izpausmju cēloņi ir dažādi: Zemes starojums pāri ledus segumiem, spēcīgu siltā gaisa straumju pāreja pa aukstu virsmu. Inversijas ir īpaši raksturīgas kalnu apgabaliem: smags aukstais gaiss ieplūst kalnu ieplakās un tur stagnē, izspiežot vieglāku siltu gaisu uz augšu.
Gaisa temperatūras dienas un gada izmaiņas atspoguļo virsmas termisko stāvokli. Virszemes gaisa slānī diennakts maksimums noteikts 14-15, minimums pēc saullēkta. Vislielākā dienas amplitūda notiek subtropu platuma grādos (30 ° C), mazākā - polārajos (5 ° C). Gada temperatūras gaita ir atkarīga no platuma grādiem, pazemes virsmas rakstura, vietas augstuma virs okeāna līmeņa, reljefa un attāluma no okeāna.
Gada temperatūru sadalījumā uz zemes virsmas ir atklājušās noteiktas ģeogrāfiskas likumsakarības.
1. Abās puslodēs vidējā temperatūra pazeminās virzienā uz poliem. Tomēr termiskais ekvators - silta paralēle ar vidējo gada temperatūru 27°C - atrodas ziemeļu puslodē aptuveni 15-20° platuma grādos. Tas izskaidrojams ar to, ka zeme šeit aizņem lielāku platību nekā pie ģeogrāfiskā ekvatora.
2. No ekvatora uz ziemeļiem un dienvidiem temperatūra mainās nevienmērīgi. Starp ekvatoru un 25. paralēli temperatūras pazemināšanās notiek ļoti lēni – mazāk par diviem grādiem uz katriem desmit platuma grādiem. Starp 25° un 80° platuma grādiem abās puslodēs temperatūra ļoti strauji pazeminās. Dažviet šis samazinājums pārsniedz 10 ° C. Tālāk uz poliem temperatūras krituma ātrums atkal samazinās.
3. Visu dienvidu puslodes paralēlu gada vidējās temperatūras ir zemākas par attiecīgo ziemeļu puslodes paralēlu temperatūru. Pārsvarā "kontinentālās" ziemeļu puslodes vidējā gaisa temperatūra janvārī ir +8,6 ° С, jūlijā + 22,4 ° С; dienvidu "okeāna" puslodē jūlija vidējā temperatūra ir +11,3 ° С, janvārī - +17,5 ° С. Gaisa temperatūras svārstību amplitūda ziemeļu puslodē ir divas reizes lielāka, pateicoties gaisa temperatūras sadalījuma īpatnībām. zeme un jūra attiecīgajos platuma grādos un grandiozā ledus kupola Antarktīda atvēsinošā ietekme uz dienvidu puslodes klimatu.
Izotermu kartes sniedz svarīgus gaisa temperatūras sadalījuma raksturlielumus uz Zemes. Tādējādi, pamatojoties uz jūlija izotermu sadalījuma analīzi uz zemes virsmas, var formulēt šādus galvenos secinājumus.
1. Abu pusložu ekstratropiskajos reģionos izotermas pāri kontinentiem noliecas uz ziemeļiem attiecībā pret to novietojumu uz logiem. Ziemeļu puslodē tas ir saistīts ar faktu, ka zeme tiek uzkarsēta vairāk nekā jūra, bet dienvidos - pretēja attiecība: šajā laikā zeme ir vēsāka nekā jūra.
2. Virs okeāniem jūlija izotermas atspoguļo aukstā gaisa temperatūras straumju ietekmi. Tas ir īpaši pamanāms tajos Ziemeļamerikas un Āfrikas rietumu krastos, kurus apskalo Kalifornijas un Kanāriju okeāna straumju aukstā korespondence. Dienvidu puslodē izotermas ir izliektas pretējā virzienā uz ziemeļiem - arī auksto straumju ietekmē.
3. Augstākās vidējās temperatūras jūlijā ir vērojamas tuksnešos, kas atrodas uz ziemeļiem no ekvatora. Īpaši karsts šajā laikā ir Kalifornijā, Sahārā, Arābijā, Irānā un Āzijas iekšienē.
Arī janvāra izotermu sadalījumam ir savas īpatnības.
1. Izotermu līkumi pāri okeāniem uz ziemeļiem un pāri zemei dienvidos kļūst vēl pamanāmāki, kontrastējošāki. Tas visspilgtāk izpaužas ziemeļu puslodē. Izotermu spēcīgie līkumi virzienā uz Ziemeļpolu atspoguļo Golfa straumes okeāna straumju termiskās nozīmes palielināšanos Atlantijas okeānā un Kuro-Sio Klusajā okeānā.
2. Abu pusložu ekstratropiskajos reģionos izotermas virs kontinentiem ir manāmi izliektas uz dienvidiem. Tas ir saistīts ar faktu, ka ziemeļu puslodē zeme ir vēsāka, bet dienvidu puslodē tā ir siltāka nekā jūrā.
3. Augstākā vidējā temperatūra janvārī ir Dienvidu puslodes tropiskās zonas tuksnešos.
4. Vislielākā atdzišana uz planētas janvārī, tāpat kā jūlijā, ir Antarktīda un Grenlande.
Kopumā var teikt, ka dienvidu puslodes izotermām visos gadalaikos ir vairāk taisnleņķa (platuma) trieciena raksts. Būtisku anomāliju neesamība izotermu gaitā šeit ir izskaidrojama ar ievērojamo ūdens virsmas pārsvaru pār sauszemi. Izotermu gaitas analīze liecina par ciešu temperatūru atkarību ne tikai no saules starojuma lieluma, bet arī no siltuma pārdales ar okeāna un gaisa straumēm.
Radiācijas līdzsvars ir starpība starp Zemes virsmas absorbētās un izstarotās starojuma enerģijas pieplūdumu un aizplūšanu.
Radiācijas bilance - starojuma plūsmu algebriskā summa noteiktā tilpumā vai uz noteiktas virsmas. Runājot par atmosfēras radiācijas bilanci jeb sistēmu "Zeme – atmosfēra", visbiežāk ar to saprot zemes virsmas radiācijas bilanci, kas nosaka siltuma pārnesi pie atmosfēras apakšējās robežas. Tas atspoguļo starpību starp absorbēto kopējo saules starojumu un zemes virsmas efektīvo starojumu.
Radiācijas bilance ir starpība starp ienākošo un izejošo starojuma enerģiju, ko absorbē un izstaro Zemes virsma.
Radiācijas līdzsvars ir vissvarīgākais klimatiskais faktors, jo temperatūras sadalījums augsnē un tai blakus esošajos gaisa slāņos lielā mērā ir atkarīgs no tā vērtības. Tas nosaka gaisa masu fizikālās īpašības, kas pārvietojas pa Zemi, kā arī sniega iztvaikošanas un kušanas intensitāti.
Radiācijas bilances gada vērtību sadalījums uz zemeslodes virsmas nav vienāds: tropiskajos platuma grādos šīs vērtības sasniedz līdz 100 ... 120 kcal/(cm2 gadā), un maksimālā ( līdz 140 kcal/(cm2 gadā)) tiek novērotas Austrālijas ziemeļrietumu krastā). Tuksnešos un sausos reģionos radiācijas bilances vērtības ir zemākas, salīdzinot ar pietiekama un pārmērīga mitruma apgabaliem tajos pašos platuma grādos. To izraisa albedo palielināšanās un efektīvā starojuma palielināšanās augstā gaisa sausuma un zemā mākoņainības dēļ. Mērenajos platuma grādos radiācijas bilances vērtības strauji samazinās, palielinoties platumam kopējā starojuma samazināšanās dēļ.
Vidēji gada laikā radiācijas bilances summas visai zemeslodes virsmai izrādās pozitīvas, izņemot apgabalus ar pastāvīgu ledus segu (Antarktīda, Grenlandes centrālā daļa u.c.).
Enerģija, ko mēra pēc starojuma bilances vērtības, daļēji tiek iztērēta iztvaikošanai, daļēji tiek pārnesta uz gaisu, un, visbeidzot, noteikts enerģijas daudzums nonāk augsnē un aiziet tās sildīšanai. Tādējādi kopējo Zemes virsmas siltuma ievadi-izeju, ko sauc par siltuma bilanci, var attēlot kā šādu vienādojumu:
Šeit B ir starojuma bilance, M ir siltuma plūsma starp Zemes virsmu un atmosfēru, V ir siltuma patēriņš iztvaikošanai (vai siltuma izdalīšanai kondensācijas laikā), T ir siltuma apmaiņa starp augsnes virsmu un dziļajiem slāņiem.
16. attēls - Saules starojuma ietekme uz Zemes virsmu
Vidēji gada laikā augsne gaisam praktiski atdod tik daudz siltuma, cik saņem, tāpēc gada secinājumos siltuma apgrozījums augsnē ir nulle. Siltuma patēriņš iztvaikošanai pa zemeslodes virsmu tiek sadalīts ļoti nevienmērīgi. Okeānos tie ir atkarīgi no saules enerģijas daudzuma, kas sasniedz okeāna virsmu, kā arī no okeāna straumju rakstura. Siltās straumes palielina siltuma patēriņu iztvaikošanai, bet aukstās samazina. Kontinentos siltuma izmaksas iztvaikošanai nosaka ne tikai saules starojuma daudzums, bet arī augsnē esošās mitruma rezerves. Ar mitruma trūkumu, kas izraisa iztvaikošanas samazināšanos, tiek samazinātas iztvaikošanas siltuma izmaksas. Tāpēc tuksnešos un pustuksnešos tie ir ievērojami samazināti.
Praktiski vienīgais enerģijas avots visiem fiziskajiem procesiem, kas attīstās atmosfērā, ir saules starojums. Atmosfēras radiācijas režīma galvenā iezīme ir t.s. siltumnīcas efekts: atmosfēra vāji absorbē īsviļņu saules starojumu (lielākā daļa no tā sasniedz zemes virsmu), bet aizkavē zemes virsmas garo viļņu (pilnībā infrasarkano) termisko starojumu, kas būtiski samazina Zemes siltuma pārnesi kosmosā. un paaugstina tā temperatūru.
Saules starojums, kas nonāk atmosfērā, tiek daļēji absorbēts atmosfērā, galvenokārt ar ūdens tvaikiem, oglekļa dioksīdu, ozonu un aerosoliem, un to izkliedē aerosola daļiņas un atmosfēras blīvuma svārstības. Pateicoties Saules starojuma enerģijas izkliedei atmosfērā, tiek novērots ne tikai tiešais saules, bet arī izkliedētais starojums, kas kopā veido kopējo starojumu. Sasniedzot zemes virsmu, kopējais starojums no tās daļēji atstarojas. Atstarotā starojuma daudzumu nosaka pamatā esošās virsmas atstarošanas spēja, t.s. albedo. Absorbētā starojuma ietekmē zemes virsma uzsilst un kļūst par sava garo viļņu starojuma avotu, kas vērsts uz atmosfēru. Savukārt atmosfēra izstaro arī garo viļņu starojumu, kas vērsts uz zemes virsmu (tā sauktais atmosfēras pretstarojums) un kosmosu (tā sauktais izejošais starojums). Racionālu siltuma apmaiņu starp zemes virsmu un atmosfēru nosaka efektīvais starojums – starpība starp pašas Zemes virsmas starojumu un tās absorbēto atmosfēras pretstarojumu. Atšķirību starp zemes virsmas absorbēto īsviļņu starojumu un efektīvo starojumu sauc par radiācijas bilanci.
Saules starojuma enerģijas transformācijas pēc tā absorbcijas uz zemes virsmas un atmosfērā veido Zemes siltuma bilanci. Galvenais atmosfēras siltuma avots ir zemes virsma, kas absorbē lielāko daļu saules starojuma. Tā kā saules starojuma absorbcija atmosfērā ir mazāka nekā siltuma zudumi no atmosfēras pasaules telpā ar garo viļņu starojumu, radiācijas siltuma patēriņu kompensē siltuma pieplūde atmosfērā no zemes virsmas formā. turbulentā siltuma pārnese un siltuma ienākšana atmosfērā ūdens tvaiku kondensācijas rezultātā. Tā kā kopējais kondensācijas daudzums visā atmosfērā ir vienāds ar nokrišņu daudzumu, kā arī iztvaikošanas daudzumu no zemes virsmas, kondensācijas siltuma pieplūdums atmosfērā ir skaitliski vienāds ar siltumu, kas iztērēts iztvaikošanai uz Zemes virsmas. virsmas.
ZEMES VIRSMAS TERMĀLAIS LĪDZSVARS
ZEMES VIRSMAS TERMĀLAIS LĪDZSVARS ir siltuma plūsmu algebriskā summa, kas nāk uz zemes virsmu un atstāj to. Izteikts ar vienādojumu:
Kur R- zemes virsmas radiācijas bilance; P- turbulenta siltuma plūsma starp zemes virsmu un atmosfēru; LE- siltuma patēriņš iztvaicēšanai; IN- siltuma plūsma no zemes virsmas augsnes vai ūdens dziļumos vai otrādi. Līdzsvara komponentu attiecība laika gaitā mainās atkarībā no pamatā esošās virsmas īpašībām un vietas ģeogrāfiskā platuma. Zemes virsmas siltuma bilances raksturs un enerģijas līmenis nosaka vairuma eksogēno procesu iezīmes un intensitāti. Datiem par zemes virsmas siltuma bilanci ir liela nozīme klimata pārmaiņu, ģeogrāfiskā zonējuma un organismu termiskā režīma izpētē.
Ekoloģiskā enciklopēdiskā vārdnīca. - Kišiņeva: Moldāvu padomju enciklopēdijas galvenais izdevums. I.I. Vectēvs. 1989. gads
- TERMĀLAIS STAROJUMS
- ZEMES-ATMOSFĒRAS SISTĒMAS TERMĀLAIS LĪDZSVARS
Skatieties, kas ir "ZEMES VIRSMAS SILTUMA BILANCE" citās vārdnīcās:
Zemes virsmas termiskais līdzsvars- siltuma plūsmu algebriskā summa, kas nāk uz zemes virsmu un izstaro to ... Ģeogrāfijas vārdnīca
Zemes siltuma bilance, enerģijas (starojuma un siltuma) ievades un izvades attiecība uz zemes virsmas, atmosfērā un Zemes atmosfēras sistēmā. Galvenais enerģijas avots lielākajai daļai fizisko, ķīmisko un bioloģisko ... ...
TERMĀLAIS BILNSS- Zemes virsma ir siltuma plūsmu algebriskā summa, kas nāk uz zemes virsmu un atstāj to. Izteikts ar vienādojumu: R + P + LE + B=0, kur R ir zemes virsmas radiācijas bilance; P turbulenta siltuma plūsma starp zemi ...... Ekoloģiskā vārdnīca
I Siltuma bilance - siltumenerģijas ienākumu un patēriņa (izlietotā un zaudētā) salīdzinājums dažādos termiskajos procesos (sk. Siltuma process). Tehnikā T. b. izmanto, lai analizētu termiskos procesus, kas notiek tvaikā ... Lielā padomju enciklopēdija
Lielā enciklopēdiskā vārdnīca
Siltumenerģijas ienākumu un patēriņa salīdzinājums termisko procesu analīzē. Tas tiek sastādīts gan dabas procesu izpētē (atmosfēras, okeāna, zemes virsmas un Zemes siltuma bilances uc), gan tehnoloģijās dažādās termiskās ... enciklopēdiskā vārdnīca
Siltumenerģijas ienākumu un patēriņa salīdzinājums termisko procesu analīzē. Tas ir sastādīts gan dabas procesu izpētē (atmosfēras, okeāna, zemes virsmas un Zemes kopumā u.c. T. b.), gan tehnoloģijā dekomp. termiskās ierīces ...... Dabaszinātnes. enciklopēdiskā vārdnīca
- (franču balanss, no balansiera līdz sūknim). 1) līdzsvars. 2) grāmatvedībā uzskaites saskaņošana par summu saņemšanu un izlietošanu, lai noskaidrotu situāciju. 3) jebkuras valsts importa un eksporta tirdzniecības salīdzināšanas rezultāts. Iekļauta svešvārdu vārdnīca ... Krievu valodas svešvārdu vārdnīca
Atmosfēra un pamatvirsma, atmosfēras absorbētās un izstarotās starojuma enerģijas pieplūdes un aizplūšanas summa un pamatvirsma (sk. Pamatvirsma). Par R. atmosfēru. sastāv no ienākošās daļas no absorbētās ... ... Lielā padomju enciklopēdija
Zeme (no kopējā slāvu zemes grīdas, apakšā), trešā planēta Saules sistēmā no Saules, astronomiskā zīme Å vai, ♀. I. Ievads Z. ieņem piekto vietu pēc izmēra un masas starp lielajām planētām, bet no tā sauktajām planētām. virszemes grupa, ...... Lielā padomju enciklopēdija
Vispirms apskatīsim zemes virsmas un augšējo augsnes slāņu un ūdenstilpņu termiskos apstākļus. Tas ir nepieciešams, jo atmosfēras apakšējos slāņus visvairāk silda un atdzesē starojuma un neradiācijas siltuma apmaiņa ar augšējiem augsnes un ūdens slāņiem. Tāpēc temperatūras izmaiņas atmosfēras apakšējos slāņos galvenokārt nosaka zemes virsmas temperatūras izmaiņas un seko šīm izmaiņām.
Zemes virsma, t.i., augsnes vai ūdens virsma (kā arī veģetācija, sniegs, ledus sega), nepārtraukti dažādos veidos saņem un zaudē siltumu. Caur zemes virsmu siltums tiek pārnests uz augšu - atmosfērā un uz leju - augsnē vai ūdenī.
Pirmkārt, kopējais atmosfēras starojums un pretstarojums nonāk zemes virsmā. Tos lielākā vai mazākā mērā uzsūc virsma, t.i., tie iet sildīt augšējos augsnes un ūdens slāņus. Tajā pašā laikā pati zemes virsma izstaro un šajā procesā zaudē siltumu.
Otrkārt, siltums nonāk uz zemes virsmas no augšas, no atmosfēras, vadīšanas ceļā. Tādā pašā veidā siltums izplūst no zemes virsmas atmosfērā. Vadot, siltums arī atstāj zemes virsmu uz leju augsnē un ūdenī vai nāk uz zemes virsmu no augsnes un ūdens dzīlēm.
Treškārt, zemes virsma saņem siltumu, kad uz tās no gaisa kondensējas ūdens tvaiki vai, gluži pretēji, zaudē siltumu, kad ūdens no tās iztvaiko. Pirmajā gadījumā tiek atbrīvots latentais siltums, otrajā gadījumā siltums pāriet latentā stāvoklī.
Jebkurā laika periodā no zemes virsmas augšup un lejup iet tāds pats siltuma daudzums, kādu tas šajā laikā saņem no augšas un apakšas. Ja tas būtu citādi, enerģijas nezūdamības likums netiktu izpildīts: būtu jāpieņem, ka enerģija rodas vai pazūd uz zemes virsmas. Tomēr ir iespējams, ka, piemēram, var uzkāpt vairāk siltuma, nekā nāca no augšas; šajā gadījumā lieko siltuma pārnesi vajadzētu segt ar siltuma nonākšanu virspusē no augsnes vai ūdens dzīlēm.
Tātad visu ienākumu un siltuma izdevumu algebriskajai summai uz zemes virsmas jābūt vienādai ar nulli. To izsaka zemes virsmas siltuma bilances vienādojums.
Lai uzrakstītu šo vienādojumu, vispirms mēs apvienojam absorbēto starojumu un efektīvo starojumu radiācijas bilancē.
Siltuma ienākšanu no gaisa vai tā atgriešanos gaisā ar siltumvadītspēju apzīmēsim ar P. Tos pašus ienākumus vai patēriņu siltuma apmaiņas ceļā ar dziļākiem augsnes vai ūdens slāņiem sauks par A. Siltuma zudumi iztvaikošanas laikā vai tā nokļūšana kondensācijas laikā uz zemes virsmas tiks apzīmēta ar LE, kur L ir īpatnējais iztvaikošanas siltums un E ir iztvaikotā vai kondensētā ūdens masa.
Var arī teikt, ka vienādojuma nozīme ir tāda, ka starojuma līdzsvaru uz zemes virsmas līdzsvaro neradiatīva siltuma pārnese (5.1. att.).
Vienādojums (1) ir spēkā jebkurā laika periodā, ieskaitot daudzus gadus.
Tas, ka zemes virsmas siltuma bilance ir nulle, nenozīmē, ka virsmas temperatūra nemainās. Kad siltuma pārnese ir vērsta uz leju, siltums, kas nāk uz virsmas no augšas un atstāj to dziļi tajā, lielā mērā paliek augšējā augsnes vai ūdens slānī (tā sauktajā aktīvajā slānī). Paaugstinās arī šī slāņa temperatūra un līdz ar to arī zemes virsmas temperatūra. Gluži pretēji, kad siltums tiek pārnests caur zemes virsmu no apakšas uz augšu, atmosfērā, siltums izplūst galvenokārt no aktīvā slāņa, kā rezultātā virsmas temperatūra pazeminās.
Dienu no dienas un gadu no gada aktīvā slāņa un zemes virsmas vidējā temperatūra jebkurā vietā atšķiras maz. Tas nozīmē, ka dienas laikā augsnes vai ūdens dzīlēs dienā nonāk gandrīz tikpat daudz siltuma, cik naktī atstāj. Bet tomēr vasaras dienās siltums samazinās nedaudz vairāk, nekā nāk no apakšas. Tāpēc augsnes un ūdens slāņi un līdz ar to arī to virsma tiek uzkarsēti katru dienu. Ziemā notiek apgriezts process. Šīs sezonālās siltuma padeves izmaiņas - siltuma patēriņš augsnē un ūdenī gandrīz līdzsvarojas gada laikā, un zemes virsmas un aktīvā slāņa gada vidējā temperatūra katru gadu mainās maz.
Zemes siltuma bilance- enerģijas (starojuma un siltuma) ienākumu un patēriņa attiecība uz zemes virsmas, atmosfērā un Zemes-atmosfēras sistēmā. Galvenais enerģijas avots lielākajai daļai fizikālo, ķīmisko un bioloģisko procesu atmosfērā, hidrosfērā un litosfēras augšējos slāņos ir saules starojums, tāpēc siltuma bilances komponentu sadalījums un attiecība raksturo tā transformācijas tajos. čaumalas.
Siltuma bilance ir īpašs enerģijas nezūdamības likuma formulējums, un tas ir apkopots noteiktai Zemes virsmas daļai (zemes virsmas siltuma bilance); vertikālai kolonnai, kas iet cauri atmosfērai (atmosfēras siltuma bilance); tai pašai kolonnai, kas iet cauri atmosfērai un litosfēras vai hidrosfēras augšējiem slāņiem (Zemes-atmosfēras sistēmas termiskais līdzsvars).
Zemes virsmas siltuma bilances vienādojums:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
attēlo algebrisko enerģijas plūsmu summu starp zemes virsmas elementu un apkārtējo telpu. Šajā formulā:
R - radiācijas līdzsvars, starpība starp absorbēto īsviļņu saules starojumu un garo viļņu efektīvo starojumu no zemes virsmas.
P ir siltuma plūsma, kas rodas starp apakšējo virsmu un atmosfēru;
F0 - tiek novērota siltuma plūsma starp zemes virsmu un dziļākiem litosfēras vai hidrosfēras slāņiem;
LE - iztvaikošanas siltuma patēriņš, ko definē kā iztvaicētā ūdens masas E un iztvaikošanas siltuma L siltuma bilances reizinājumu
Šīs plūsmas ietver radiācijas līdzsvaru (vai atlikušo starojumu) R - starpību starp absorbēto īsviļņu saules starojumu un garo viļņu efektīvo starojumu no zemes virsmas. Radiācijas bilances pozitīvo vai negatīvo vērtību kompensē vairākas siltuma plūsmas. Tā kā zemes virsmas temperatūra parasti nav vienāda ar gaisa temperatūru, starp zemes virsmu un atmosfēru rodas siltuma plūsma P. Līdzīga siltuma plūsma F0 tiek novērota starp zemes virsmu un dziļākiem litosfēras vai hidrosfēras slāņiem. Šajā gadījumā siltuma plūsmu augsnē nosaka molekulārā siltumvadītspēja, savukārt ūdenstilpēs siltuma pārnesei, kā likums, ir lielākā vai mazākā mērā turbulents raksturs. Siltuma plūsma F0 starp rezervuāra virsmu un tās dziļākajiem slāņiem ir skaitliski vienāda ar rezervuāra siltuma satura izmaiņām noteiktā laika intervālā un siltuma pārnesi ar strāvām rezervuārā. Zemes virsmas siltuma bilancē parasti liela nozīme ir siltuma patēriņam LE iztvaikošanai, kas tiek definēts kā iztvaicētā ūdens masas E un iztvaikošanas siltuma L reizinājums. LE vērtība ir atkarīga no ūdens mitrināšanas. zemes virsma, tās temperatūra, gaisa mitrums un turbulentās siltuma pārneses intensitāte virszemes gaisa slānī, kas nosaka ūdens tvaiku pārneses ātrumu no zemes virsmas uz atmosfēru.
Atmosfēras siltuma bilances vienādojumam ir šāda forma:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
kur ΔW ir siltuma satura izmaiņas atmosfēras kolonnas vertikālās sienas iekšpusē.
Atmosfēras siltuma bilanci veido tās radiācijas bilance Ra; siltuma padeve vai izvade Lr ūdens fāzu pārvērtību laikā atmosfērā (r ir nokrišņu summa); siltuma P ienākšana vai patēriņš atmosfēras turbulentās siltuma apmaiņas dēļ ar zemes virsmu; siltuma pieaugums vai zudums Fa, ko izraisa siltuma apmaiņa caur kolonnas vertikālajām sienām, kas ir saistīta ar sakārtotām atmosfēras kustībām un makroturbulenci. Turklāt atmosfēras siltuma bilances vienādojums ietver terminu ΔW, kas ir vienāds ar siltuma satura izmaiņām kolonnas iekšpusē.
Siltuma bilances vienādojums sistēmai Zeme-atmosfēra atbilst zemes virsmas un atmosfēras siltuma bilances vienādojumu terminu algebriskajai summai. Zemes virsmas un atmosfēras siltuma bilances komponentes dažādiem zemeslodes reģioniem tiek noteiktas ar meteoroloģiskiem novērojumiem (aktinometriskajās stacijās, īpašās siltuma bilances stacijās, uz Zemes meteoroloģiskajiem pavadoņiem) vai ar klimatoloģiskiem aprēķiniem.
Zemes virsmas siltuma bilances komponentu vidējās platuma vērtības okeāniem, zemei un Zemei un atmosfēras siltuma bilancei ir norādītas tabulās, kurās ņemtas vērā siltuma bilances nosacījumu vērtības. pozitīvi, ja tie atbilst siltuma ienākšanai. Tā kā šīs tabulas attiecas uz vidējiem gada apstākļiem, tajās nav iekļauti termini, kas raksturo atmosfēras un litosfēras augšējo slāņu siltuma satura izmaiņas, jo šajos apstākļos tie ir tuvu nullei.
Zemei kā planētai kopā ar atmosfēru siltuma bilances diagramma ir parādīta attēlā. Atmosfēras ārējās robežas virsmas vienība saņem saules starojuma plūsmu, kas vidēji ir aptuveni 250 kcal/cm 2 gadā, no kuras aptuveni 1/3 atstarojas pasaules telpā un 167 kcal/cm 2 uz vienu gadu absorbē Zeme
Siltuma apmaiņa spontāns, neatgriezenisks siltuma pārneses process telpā nevienmērīga temperatūras lauka dēļ. Vispārīgā gadījumā siltuma pārnesi var izraisīt arī citu fizikālo lielumu lauku neviendabīgums, piemēram, koncentrāciju atšķirība (difūzijas termiskais efekts). Ir trīs siltuma pārneses veidi: siltumvadītspēja, konvekcija un starojuma siltuma pārnese (praksē siltuma pārnesi parasti veic visi 3 veidi vienlaikus). Siltuma pārnese nosaka vai pavada daudzus procesus dabā (piemēram, zvaigžņu un planētu evolūciju, meteoroloģiskos procesus uz Zemes virsmas utt.). tehnoloģijās un ikdienas dzīvē. Daudzos gadījumos, piemēram, pētot žāvēšanas procesus, iztvaikošanas dzesēšanu, difūziju, siltuma pārnesi aplūko kopā ar masas pārnesi. Siltuma pārnesi starp diviem dzesēšanas šķidrumiem caur cietu sienu, kas tos atdala, vai caur saskarni starp tiem sauc par siltuma pārnesi.
Siltumvadītspēja viens no siltuma pārneses veidiem (mikrodaļiņu termiskās kustības enerģija) no vairāk sakarsētām ķermeņa daļām uz mazāk sakarsētām, kas noved pie temperatūras izlīdzināšanas. Ar siltumvadītspēju enerģijas pārnešana ķermenī tiek veikta tiešas enerģijas pārnešanas rezultātā no daļiņām (molekulām, atomiem, elektroniem), kurām ir vairāk enerģijas, uz daļiņām ar mazāku enerģiju. Ja siltumvadītspējas temperatūras relatīvās izmaiņas attālumā no daļiņu vidējā brīvā ceļa l ir nelielas, tad ir izpildīts siltumvadītspējas pamatlikums (Furjē likums): siltuma plūsmas blīvums q ir proporcionāls temperatūras gradientam grad T. , t.i. (17)
kur λ ir siltumvadītspēja vai vienkārši siltumvadītspēja, nav atkarīga no grad T [λ ir atkarīga no vielas kopējā stāvokļa (skat. tabulu), tās atomu un molekulārās struktūras, temperatūras un spiediena, sastāva (ja maisījums vai šķīdums).
Mīnusa zīme vienādojuma labajā pusē norāda, ka siltuma plūsmas virziens un temperatūras gradients ir savstarpēji pretēji.
Q vērtības attiecību pret šķērsgriezuma laukumu F sauc par īpatnējo siltuma plūsmu vai siltuma slodzi un apzīmē ar burtu q.
(18)
Siltumvadītspējas koeficienta λ vērtības dažām gāzēm, šķidrumiem un cietām vielām pie atmosfēras spiediena 760 mm Hg ir atlasītas tabulās.
Siltuma pārnese. Siltuma pārnese starp diviem dzesēšanas šķidrumiem caur cietu sienu, kas tos atdala, vai caur saskarni starp tiem. Siltuma pārnese ietver siltuma pārnesi no karstāka šķidruma uz sienu, siltumvadītspēju sienā, siltuma pārnesi no sienas uz aukstāku kustīgu vidi. Siltuma pārneses intensitāti siltuma pārneses laikā raksturo siltuma pārneses koeficients k, kas skaitliski vienāds ar siltuma daudzumu, kas tiek pārnests caur sienas virsmas vienību laika vienībā pie temperatūras starpības starp šķidrumiem 1 K; izmērs k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Vērtību R, siltuma pārneses koeficienta apgriezto vērtību, sauc par kopējo termiskās pretestības siltuma pārnesi. Piemēram, viena slāņa sienas R
,
kur α1 un α2 ir siltuma pārneses koeficienti no karsta šķidruma uz sienas virsmu un no sienas virsmas uz aukstu šķidrumu; δ - sienas biezums; λ ir siltumvadītspējas koeficients. Vairumā gadījumu, kas sastopami praksē, siltuma pārneses koeficients tiek noteikts empīriski. Šajā gadījumā iegūtie rezultāti tiek apstrādāti ar līdzības teorijas metodēm
Starojuma siltuma pārnese - starojuma siltuma pārnese tiek veikta matērijas iekšējās enerģijas pārvēršanās starojuma enerģijā, starojuma enerģijas pārneses un tās absorbcijas procesā rezultātā. Starojuma siltuma pārneses procesu norisi nosaka siltumu apmainojošo ķermeņu savstarpējais izvietojums telpā, šos ķermeņus atdalošās vides īpašības. Būtiskā atšķirība starp starojuma siltuma pārnesi un citiem siltuma pārneses veidiem (siltuma vadīšana, konvektīvā siltuma pārnese) ir tāda, ka tā var notikt arī tad, ja nav materiāla, kas atdala siltuma pārneses virsmas, jo tā tiek veikta siltuma pārneses virsmas rezultātā. elektromagnētiskā starojuma izplatīšanās.
Izstarojuma enerģija, kas krīt starojuma siltuma pārneses procesā uz necaurspīdīga ķermeņa virsmu un ko raksturo krītošā starojuma plūsmas Qfall vērtība, ķermenis daļēji absorbē un daļēji atstaro no tā virsmas (sk. att.).
Absorbētā starojuma Qabs plūsmu nosaka attiecība:
Qabs \u003d A Qpad, (20)
kur A ir ķermeņa absorbcijas spēja. Sakarā ar to, ka necaurspīdīgam korpusam
Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)
kur Qotr ir no ķermeņa virsmas atstarotā starojuma plūsma, šī pēdējā vērtība ir vienāda ar:
Qotr \u003d (1–A) Qpad, (22)
kur 1 - A \u003d R ir ķermeņa atstarošanas spēja. Ja ķermeņa absorbcija ir 1 un tāpēc tā atstarošanās spēja ir 0, tas ir, ķermenis absorbē visu uz to krītošo enerģiju, tad to sauc par absolūti melnu ķermeni.Jebkurš ķermenis, kura temperatūra atšķiras no absolūtās nulles, izstaro enerģiju, kas rodas ķermeņa sildīšanai. Šo starojumu sauc par paša ķermeņa starojumu, un to raksturo sava starojuma plūsma Qeob. Pašstarošanos, kas saistīta ar ķermeņa virsmas vienību, sauc par paša starojuma plūsmas blīvumu vai ķermeņa izstarojuma spēju. Pēdējais saskaņā ar Stefana-Bolcmaņa starojuma likumu ir proporcionāls ķermeņa temperatūrai līdz ceturtajai pakāpei. Ķermeņa izstarojuma attiecību pret pilnīgi melna ķermeņa izstarojuma koeficientu tajā pašā temperatūrā sauc par melnuma pakāpi. Visiem ķermeņiem melnuma pakāpe ir mazāka par 1. Ja kādam ķermenim tas nav atkarīgs no starojuma viļņa garuma, tad šādu ķermeni sauc par pelēko. Pelēka ķermeņa starojuma enerģijas sadalījuma raksturs pa viļņu garumiem ir tāds pats kā absolūti melnam ķermenim, tas ir, to apraksta Planka starojuma likums. Pelēka ķermeņa melnuma pakāpe ir vienāda ar tā absorbcijas spēju.
Jebkura ķermeņa virsma, kas nonāk sistēmā, izstaro atstarotā starojuma plūsmas Qotr un savu starojumu Qcob; kopējo enerģijas daudzumu, kas iziet no ķermeņa virsmas, sauc par efektīvo starojuma plūsmu Qeff, un to nosaka sakarība:
Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)
Daļa no ķermeņa absorbētās enerģijas atgriežas sistēmā sava starojuma veidā, tāpēc starojuma siltuma pārneses rezultātu var attēlot kā starpību starp sava un absorbētā starojuma plūsmām. Vērtība
Qpez \u003d Qcob — Qabs (24)
sauc par iegūto starojuma plūsmu un parāda, cik daudz enerģijas ķermenis saņem vai zaudē laika vienībā starojuma siltuma pārneses rezultātā. Iegūto starojuma plūsmu var izteikt arī kā
Qpez \u003d Qeff — Qpad, (25)
tas ir, kā starpība starp kopējo patēriņu un kopējo starojuma enerģijas nonākšanu uz ķermeņa virsmas. Līdz ar to, ņemot vērā to
Qpad = (Qcob — Qpez) / A, (26)
iegūstam izteiksmi, ko plaši izmanto starojuma siltuma pārneses aprēķinos:
Izstarojuma siltuma pārneses aprēķināšanas uzdevums parasti ir atrast radiācijas plūsmas uz visām konkrētajā sistēmā iekļautajām virsmām, ja ir zināmas visu šo virsmu temperatūras un optiskie parametri. Lai atrisinātu šo problēmu, papildus pēdējai sakarībai ir jānoskaidro attiecība starp plūsmu Qinc uz dotās virsmas un plūsmām Qeff uz visām starojuma siltuma apmaiņas sistēmā iekļautajām virsmām. Lai atrastu šo sakarību, tiek izmantots starojuma vidējā leņķiskā koeficienta jēdziens, kas parāda, uz kādu daļu no noteiktas starojuma siltumapmaiņas sistēmā iekļautās virsmas puslodes (tas ir, izstarota visos virzienos) starojuma daļa. šī virsma. Tādējādi plūsma Qkritums uz jebkurām starojuma siltumapmaiņas sistēmā iekļautajām virsmām tiek definēta kā visu virsmu (ieskaitot doto, ja tā ir ieliekta) reizinājumu Qeff un atbilstošo starojuma leņķisko koeficientu summa.
Starojuma siltuma pārnesei ir nozīmīga loma siltuma pārneses procesos, kas notiek temperatūrā, kas ir aptuveni 1000 °C un augstāka. To plaši izmanto dažādās tehnoloģiju jomās: metalurģijā, siltumenerģētikā, kodolenerģētikā, raķešu tehnoloģijā, ķīmiskajā tehnoloģijā, žāvēšanas tehnoloģijā un saules tehnoloģijā.
Absorbējot Saules starojuma enerģiju, pati Zeme kļūst par starojuma avotu. Tomēr Saules un Zemes starojums būtībā atšķiras. Tiešā, izkliedētā un atstarotā saules starojuma viļņa garums svārstās no 0,17 līdz 2-4 mk, un piezvanīja īsviļņu starojums. Apsildāmā zemes virsma atbilstoši tās temperatūrai izstaro starojumu galvenokārt viļņu garuma diapazonā no 2-4 līdz 40 mk un piezvanīja garo viļņu. Vispārīgi runājot, gan saules starojumam, gan zemes starojumam ir visu viļņu garumi. Bet lielākā daļa enerģijas (99,9%) atrodas norādītajā viļņa garuma diapazonā. Saules un Zemes starojuma viļņu garumu atšķirībai ir liela nozīme zemes virsmas termiskajā režīmā.
Tādējādi, sildot Saules starus, mūsu planēta pati kļūst par starojuma avotu. Zemes virsmas izstarotie garie viļņi jeb termiskie stari, kas virzīti no apakšas uz augšu, atkarībā no viļņa garuma vai nu brīvi iziet cauri atmosfērai, vai arī tos aizkavē. Konstatēts, ka viļņu starojums ar garumu 9-12 mk brīvi izkļūst starpzvaigžņu telpā, kā rezultātā zemes virsma zaudē daļu siltuma.
Lai atrisinātu zemes virsmas un atmosfēras siltuma bilances problēmu, bija jānosaka, cik daudz saules enerģijas nonāk dažādos Zemes reģionos un cik daudz šīs enerģijas pārvēršas citos veidos.
Mēģinājumi aprēķināt ienākošās saules enerģijas daudzumu uz zemes virsmas pieder pie vidus XIXgadsimtā pēc pirmo aktinometrisko instrumentu radīšanas. Tomēr tikai 1940. gados XXgadsimtā sākās plaša siltuma bilances izpētes problēmas attīstība. To veicināja plašā staciju aktinometriskā tīkla attīstība pēckara gados, īpaši gatavojoties Starptautiskajam ģeofizikas gadam. PSRS vien līdz IGY sākumam aktinometrisko staciju skaits sasniedza 200. Tajā pašā laikā novērojumu apjoms šajās stacijās tika ievērojami paplašināts. Papildus Saules īsviļņu starojuma mērīšanai tika noteikts arī zemes virsmas radiācijas bilance, tas ir, starpība starp absorbēto īsviļņu starojumu un zemās virsmas garo viļņu efektīvo starojumu. Vairākās aktinometrijas stacijās tika organizēti novērojumi par gaisa temperatūru un mitrumu augstumos. Tas ļāva aprēķināt siltuma izmaksas par iztvaikošanu un turbulento siltuma pārnesi.
Papildus sistemātiskiem aktinometriskajiem novērojumiem, kas veikti uz zemes izvietotu aktinometrisko staciju tīklā saskaņā ar tāda paša veida programmu, pēdējos gados ir veikts eksperimentāls darbs, lai pētītu starojuma plūsmas brīvā atmosfērā. Šim nolūkam vairākās stacijās, izmantojot īpašas radiozondes, tiek veikti sistemātiski garo viļņu starojuma līdzsvara mērījumi dažādos troposfēras augstumos. Šie novērojumi, kā arī dati par starojuma plūsmām brīvajā atmosfērā, kas iegūti ar brīvo gaisa balonu, lidmašīnu, ģeofizisko raķešu un mākslīgo Zemes pavadoņu palīdzību, ļāva izpētīt siltuma bilances komponentu režīmu.
Izmantojot eksperimentālo pētījumu materiālus un plaši pielietojot skaitļošanas metodes, nosauktās Galvenās ģeofizikālās observatorijas darbinieki. A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya. Vinnikov un citi M. I. Budiko vadībā 50. gadu sākumā pirmo reizi tika izveidota siltuma bilances komponentu karšu sērija visai zemeslodei. . Šī karšu sērija pirmo reizi tika publicēta 1955. gadā. Publicētajā atlantā bija kartes par kopējo saules starojuma sadalījumu, radiācijas bilanci, siltuma patēriņu iztvaikošanai un turbulento siltuma pārnesi vidēji katram mēnesim un gadam. Turpmākajos gados saistībā ar jaunu datu saņemšanu, īpaši par IGY periodu, tika precizēti dati par siltuma bilances sastāvdaļām un izveidota jauna karšu sērija, kas tika publicēta 1963. gadā.
Zemes virsmas un atmosfēras siltuma bilance, ņemot vērā siltuma pieplūdumu un izdalīšanos Zemes-atmosfēras sistēmai, atspoguļo enerģijas nezūdamības likumu. Lai sastādītu Zemes - atmosfēras siltuma bilances vienādojumu, jāņem vērā viss siltums, ko saņem un patērē, no vienas puses, visa Zeme kopā ar atmosfēru, un, no otras puses, atsevišķā zemes virsma (kopā ar hidrosfēru un litosfēru) un atmosfēra. Absorbējot Saules starojuma enerģiju, zemes virsma starojuma rezultātā zaudē daļu šīs enerģijas. Pārējais tiek tērēts šīs virsmas un zemāko atmosfēras slāņu sildīšanai, kā arī iztvaikošanai. Apakšvirsmas sasilšanu pavada siltuma pārnese uz augsni, un, ja augsne ir mitra, siltums vienlaikus tiek tērēts augsnes mitruma iztvaicēšanai.
Tādējādi Zemes siltuma bilance kopumā sastāv no četrām sastāvdaļām.
Radiācijas līdzsvars ( R). To nosaka starpība starp absorbētā īsviļņu starojuma daudzumu no Saules un garo viļņu efektīvo starojumu.
Siltuma pārnese augsnē, raksturojot siltuma pārneses procesu starp augsnes virsmu un dziļākiem slāņiem (A).Šī siltuma pārnese ir atkarīga no augsnes siltumietilpības un siltumvadītspējas.
Turbulentā siltuma pārnese starp zemes virsmu un atmosfēra (R). To nosaka siltuma daudzums, ko pamata virsma saņem vai izdala atmosfērā, atkarībā no pamata virsmas un atmosfēras temperatūru attiecības.
Siltums, kas iztērēts iztvaikošanai( LE). To nosaka latentā iztvaikošanas siltuma reizinājums ( L) iztvaicēšanai (E).
Šīs siltuma bilances sastāvdaļas ir savstarpēji saistītas ar šādām attiecībām:
R= A+ P+ LE
Siltuma bilances komponentu aprēķini ļauj noteikt, kā ienākošā saules enerģija tiek pārveidota uz zemes virsmas un atmosfērā. Vidējos un augstajos platuma grādos saules starojuma pieplūdums ir pozitīvs vasarā un negatīvs ziemā. Saskaņā ar aprēķiniem uz dienvidiem no 39 ° Z. sh. Izstarojuma enerģijas bilance ir pozitīva visa gada garumā.Aptuveni 50° platuma grādos PSRS Eiropas teritorijā bilance ir pozitīva no marta līdz novembrim un negatīva trīs ziemas mēnešos. 80° platumā pozitīva radiācijas bilance ir novērojama tikai laika posmā no maija līdz augustam.
Saskaņā ar Zemes siltuma bilances aprēķiniem kopējais zemes virsmas absorbētais saules starojums kopumā ir 43% no saules starojuma, kas nonāk pie atmosfēras ārējās robežas. Efektīvais starojums no zemes virsmas ir 15% no šīs vērtības, radiācijas bilance ir 28%, siltuma patēriņš iztvaikošanai ir 23%, turbulentā siltuma pārnese ir 5%.
Tagad apskatīsim dažus Zemes-atmosfēras sistēmas siltuma bilances komponentu aprēķina rezultātus. Šeit ir četras kartes: kopējais starojums gadā, radiācijas bilance, siltuma patēriņš iztvaikošanai un siltuma patēriņš gaisa sildīšanai ar turbulentu siltuma pārnesi, aizgūtas no zemeslodes siltuma bilances atlanta (rediģējis M. I. Budyko). No 10. attēlā redzamās kartes izriet, ka lielākās kopējā starojuma gada vērtības krīt uz Zemes sausajām zonām. Jo īpaši Sahāras un Arābijas tuksnešos kopējais gada starojums pārsniedz 200 kcal / cm2, un abu pusložu augstajos platuma grādos tas nepārsniedz 60-80kcal / cm2.
11. attēlā parādīta radiācijas bilances karte. Ir viegli redzēt, ka augstos un vidējos platuma grādos radiācijas bilance palielinās uz zemiem platuma grādiem, kas ir saistīts ar kopējā un absorbētā starojuma pieaugumu. Interesanti atzīmēt, ka atšķirībā no kopējā starojuma izolīnām radiācijas bilances izolīnas, pārejot no okeāniem uz kontinentiem, izjūk, kas ir saistīts ar albedo un efektīvā starojuma atšķirību. Pēdējie ir mazāki ūdens virsmai, tāpēc okeānu radiācijas bilance pārsniedz kontinentu radiācijas bilanci.
Vismazākās summas gadā (apmēram 60 kcal / cm2) ir raksturīgi reģioniem, kur valda mākoņainība, kā arī sausos reģionos, kur augstas albedo vērtības un efektīvais starojums samazina radiācijas līdzsvaru. Radiācijas bilances lielākās gada summas (80-90 kcal / cm2) ir raksturīgi nedaudz mākoņainiem, bet salīdzinoši mitriem tropu mežiem un savannām, kur radiācijas ienākšana, kaut arī ievērojama, albedo un efektīvais starojums ir lielāks nekā Zemes tuksnešainajos reģionos.
Gada iztvaikošanas ātruma sadalījums parādīts 12. attēlā. Siltuma patēriņš iztvaicēšanai, vienāds ar iztvaikošanas ātruma un latentā iztvaikošanas siltuma reizinājumu (LE), galvenokārt nosaka iztvaikošanas daudzums, jo latentais iztvaikošanas siltums dabiskos apstākļos svārstās nelielās robežās un ir vidēji vienāds ar 600 fekālijām uz gramu iztvaicēta ūdens.
Kā izriet no iepriekš minētā attēla, iztvaikošana no zemes galvenokārt ir atkarīga no siltuma un mitruma rezervēm. Tāpēc maksimālie ikgadējie iztvaikošanas daudzumi no zemes virsmas (līdz 1000 mm) notiek tropiskajos platuma grādos, kur ievērojama termiskā
resursi tiek apvienoti ar lielisku hidratāciju. Tomēr okeāni ir vissvarīgākie iztvaikošanas avoti. Tās maksimālās vērtības šeit sasniedz 2500-3000 mm. Tajā pašā laikā lielākā iztvaikošana notiek apgabalos ar relatīvi augstu virszemes ūdeņu temperatūru, jo īpaši silto straumju zonās (Gulf Stream, Kuro-Sivo uc). Gluži pretēji, auksto straumju zonās iztvaikošanas vērtības ir mazas. Vidējos platuma grādos vērojama ikgadēja iztvaikošanas gaita. Tajā pašā laikā, atšķirībā no sauszemes, maksimālā iztvaikošana uz okeāniem tiek novērota aukstajā sezonā, kad lieli vertikāli gaisa mitruma gradienti tiek apvienoti ar palielinātu vēja ātrumu.
Pamata virsmas turbulentā siltuma apmaiņa ar atmosfēru ir atkarīga no starojuma un mitruma apstākļiem. Tāpēc vislielākā turbulentā siltuma pārnese notiek tajās zemes vietās, kur liels starojuma pieplūdums tiek apvienots ar sausu gaisu. Kā redzams turbulentās siltuma pārneses gada vērtību kartē (13. att.), tās ir tuksneša zonas, kur tās vērtība sasniedz 60 kcal / cm2. Turbulentās siltuma pārneses vērtības ir mazas abu pusložu augstajos platuma grādos, kā arī okeānos. Maksimālās gada vērtības var atrast silto jūras straumju zonā (vairāk nekā 30 kcal / cm 2 gadi), kur veidojas lielas temperatūras atšķirības starp ūdeni un gaisu. Tāpēc vislielākā siltuma pārnese uz okeāniem notiek gada aukstajā daļā.
Atmosfēras termisko līdzsvaru nosaka Saules īsviļņu un korpuskulārā starojuma absorbcija, garo viļņu starojums, starojuma un turbulentā siltuma pārnese, siltuma advekcija, adiabātiskie procesi u.c. Datus par saules siltuma ienākšanu un patēriņu meteorologi izmanto, lai izskaidrotu sarežģīto atmosfēras un hidrosfēras cirkulāciju, siltuma un mitruma cirkulāciju un daudzus citus procesus un parādības, kas notiek Zemes gaisa un ūdens čaulās.
- avots-
Pogosjans, H.P. Zemes atmosfēra / Kh.P. Poghosjans [un d.b.]. - M .: Izglītība, 1970. - 318 lpp.
Ziņas skatījumi: 1 223
