Zemes virsmas un zemes-troposfēras sistēmas termiskais līdzsvars. Radiācijas un siltuma bilance Skatieties, kas ir "zemes virsmas siltuma bilance" citās vārdnīcās

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 aukstu 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.

Zemes termobariskā lauka jēdziens

Radiācijas bilances sezonālās svārstības

Sezonālās svārstības Zemes radiācijas režīmā kopumā atbilst ziemeļu un dienvidu puslodes apstarošanas izmaiņām Zemes ikgadējā apgrieziena laikā ap Sauli.

Ekvatoriālajā joslā Saules siltumā nav sezonālu svārstību: gan decembrī, gan jūlijā radiācijas bilance ir 6-8 kcal/cm 2 uz sauszemes un 10-12 kcal/cm 2 jūrā mēnesī.

Tropu zonās sezonālās svārstības jau ir diezgan skaidri izteiktas. Ziemeļu puslodē - Ziemeļāfrikā, Dienvidāzijā un Centrālamerikā - decembrī radiācijas bilance ir 2-4 kcal / cm 2 un jūnijā 6-8 kcal / cm 2 mēnesī. Tāda pati aina vērojama arī dienvidu puslodē: radiācijas bilance ir augstāka decembrī (vasarā), zemāka jūnijā (ziemā).

Visā mērenajā zonā decembrī uz ziemeļiem no subtropiem (nulles bilances līnija iet caur Franciju, Vidusāziju un Hokaido salu) bilance ir negatīva. Jūnijā pat pie polārā loka radiācijas bilance ir 8 kcal/cm2 mēnesī. Lielākā radiācijas līdzsvara amplitūda ir raksturīga kontinentālajai ziemeļu puslodei.

Troposfēras termisko režīmu nosaka gan saules siltuma pieplūdums, gan gaisa masu dinamika, kas veic siltuma un aukstuma advekciju. No otras puses, pašu gaisa kustību izraisa temperatūras gradients (temperatūras kritums uz attāluma vienību) starp ekvatoriālo un polāro platuma grādiem un starp okeāniem un kontinentiem. Šo sarežģīto dinamisko procesu rezultātā izveidojās Zemes termobariskais lauks. Abi tās elementi - temperatūra un spiediens - ir tik savstarpēji saistīti, ka ģeogrāfijā ir ierasts runāt par vienu Zemes termobarisko lauku.

Siltumu, ko saņem zemes virsma, pārveido un pārdala atmosfēra un hidrosfēra. Siltums galvenokārt tiek tērēts iztvaikošanai, turbulentai siltuma apmaiņai un siltuma pārdalei starp zemi un okeānu.

Vislielākais siltuma daudzums tiek tērēts ūdens iztvaikošanai no okeāniem un kontinentiem. Okeānu tropiskajos platuma grādos iztvaikošana patērē aptuveni 100-120 kcal/cm 2 gadā, bet ūdens apgabalos ar siltām straumēm līdz 140 kcal/cm 2 gadā, kas atbilst 2 m bieza ūdens slāņa iztvaikošanai. . Ekvatoriālajā joslā iztvaikošanai tiek tērēts daudz mazāk enerģijas, tas ir, aptuveni 60 kcal / cm 2 gadā; tas ir līdzvērtīgs viena metra ūdens slāņa iztvaikošanai.

Kontinentos maksimālais siltuma patēriņš iztvaikošanai notiek ekvatoriālajā zonā ar mitru klimatu. Zemes tropiskajos platuma grādos ir tuksneši ar niecīgu iztvaikošanu. Mērenajos platuma grādos siltumenerģijas izmaksas iztvaikošanai okeānos ir 2,5 reizes lielākas nekā uz sauszemes. Okeāna virsma absorbē no 55 līdz 97% no visa uz to krītošā starojuma. Uz visas planētas 80% saules starojuma tiek tērēti iztvaikošanai un aptuveni 20% turbulentai siltuma pārnesei.

Siltums, kas iztērēts ūdens iztvaicēšanai, tiek pārnests uz atmosfēru tvaika kondensācijas laikā latenta iztvaikošanas siltuma veidā. Šim procesam ir liela nozīme gaisa sildīšanā un gaisa masu kustībā.

Maksimālais siltuma daudzums visai troposfērai no ūdens tvaiku kondensācijas tiek saņemts pa ekvatoriālajiem platuma grādiem - aptuveni 100-140 kcal / cm 2 gadā. Tas ir saistīts ar milzīgā daudzuma mitruma pieplūdumu, ko šeit atnes tropu ūdeņu pasāta vēji, un gaisa pacelšanos virs ekvatora. Sausos tropiskajos platuma grādos latentā iztvaikošanas siltuma daudzums dabiski ir niecīgs: mazāk nekā 10 kcal/cm2 gadā kontinentālajos tuksnešos un aptuveni 20 kcal/cm2 gadā virs okeāniem. Ūdenim ir izšķiroša loma atmosfēras termiskajā un dinamiskajā režīmā.

Radiatīvais siltums nonāk arī atmosfērā, izmantojot turbulentu gaisa siltuma apmaiņu. Gaiss ir slikts siltuma vadītājs, tāpēc molekulārā siltumvadītspēja spēj nodrošināt tikai nenozīmīga (dažus metrus) zemāka atmosfēras slāņa uzsildīšanu. Troposfēru silda turbulenta, strūklas, virpuļveida sajaukšanās: zemei ​​blakus esošā apakšējā slāņa gaiss uzsilst, strūklās paceļas augšup, un tās vietā nolaižas augšējais aukstais gaiss, kas arī uzsilst. Tādā veidā siltums ātri tiek pārnests no augsnes uz gaisu, no viena slāņa uz otru.

Turbulentā siltuma plūsma ir lielāka virs kontinentiem un mazāka virs okeāniem. Savu maksimālo vērtību tas sasniedz tropu tuksnešos līdz 60 kcal / cm 2 gadā, ekvatoriālajā un subtropu zonā tas samazinās līdz 30-20 kcal / cm 2 un mērenā klimatā - 20-10 kcal / cm 2 gadā. Lielākā okeānu teritorijā ūdens atmosfērā izdala aptuveni 5 kcal/cm2 gadā, un tikai subpolārajos platuma grādos gaiss no Golfa straumes un Kurošivo saņem siltumu līdz 20-30 kcal/cm2 gadā.

Atšķirībā no latentā iztvaikošanas siltuma, turbulento plūsmu vāji aiztur atmosfēra. Pār tuksnešiem tas tiek pārnests uz augšu un izkliedējas, tāpēc tuksneša zonas darbojas kā atmosfēras dzesēšanas zonas.

Kontinentu termiskais režīms atšķiras to ģeogrāfiskā stāvokļa dēļ. Siltuma izmaksas iztvaikošanai ziemeļu kontinentos nosaka to atrašanās vieta mērenajā zonā; Āfrikā un Austrālijā - to lielo platību sausums. Visos okeānos liela daļa siltuma tiek tērēta iztvaikošanai. Tad daļa no šī siltuma tiek pārnesta uz kontinentiem un izolē augsto platuma grādu klimatu.

Siltuma pārneses analīze starp kontinentu un okeānu virsmu ļauj izdarīt šādus secinājumus:

1. Abu pusložu ekvatoriālajos platuma grādos atmosfēra saņem siltumu no sakarsētiem okeāniem līdz 40 kcal/cm 2 gadā.

2. No kontinentālajiem tropiskajiem tuksnešiem atmosfērā gandrīz nenonāk siltums.

3. Nulles līdzsvara līnija iet cauri subtropiem, netālu no 40 0 platuma.

4. Mērenajos platuma grādos siltuma patēriņš starojumā ir lielāks par absorbēto starojumu; tas nozīmē, ka mēreno platuma grādos klimatisko gaisa temperatūru nosaka nevis saules, bet gan advektīvā (no zemiem platuma grādiem) siltums.

5. Zemes-Atmosfēras radiācijas līdzsvars ir dissimetrisks attiecībā pret ekvatoriālo plakni: ziemeļu puslodes polārajos platuma grādos tas sasniedz 60, bet atbilstošajos dienvidu platuma grādos - tikai 20 kcal/cm 2 gadā; siltums uz ziemeļu puslodi tiek pārnests intensīvāk nekā uz dienvidiem, aptuveni 3 reizes. Zemes-atmosfēras sistēmas līdzsvars nosaka gaisa temperatūru.

8.16. Atmosfēras sildīšana un dzesēšana sistēmas "okeāns-atmosfēra-kontinents" mijiedarbības procesā

Saules staru absorbcija ar gaisu troposfēras zemākajam kilometru slānim dod ne vairāk kā 0,1 0 C siltuma. Atmosfēra saņem ne vairāk kā 1/3 siltuma tieši no Saules, un tā absorbē 2/3 no zemes virsmas un galvenokārt no hidrosfēras, kas nodod tai siltumu caur ūdens tvaikiem, kas iztvaikoti no zemes virsmas. ūdens apvalks.

Saules stari, kas izgājuši cauri planētas gāzes apvalkam, satiekas ar ūdeni lielākajā daļā zemes virsmas vietu: okeānos, ūdenstilpēs un sauszemes purvos, mitrā augsnē un augu lapotnēs. Saules starojuma siltumenerģija galvenokārt tiek tērēta iztvaikošanai. Siltuma daudzumu, kas iztērēts uz iztvaikojošā ūdens vienību, sauc par latento iztvaikošanas siltumu. Kad tvaiks kondensējas, iztvaikošanas siltums nonāk gaisā un sasilda to.

Saules siltuma asimilācija ar ūdenstilpnēm atšķiras no zemes sildīšanas. Ūdens siltumietilpība ir aptuveni 2 reizes lielāka nekā augsnes siltumietilpība. Ar tādu pašu siltuma daudzumu ūdens uzsilst divreiz vājāk nekā augsne. Atdzesējot, attiecība tiek apgriezta. Ja aukstā gaisa masa iekļūst siltā okeāna virsmā, tad siltums iekļūst slānī līdz 5 km. Troposfēras sasilšana notiek latentā iztvaikošanas siltuma dēļ.

Turbulentā gaisa sajaukšanās (gadījuma rakstura, nevienmērīga, haotiska) rada konvekcijas strāvas, kuru intensitāte un virziens ir atkarīgs no reljefa rakstura un gaisa masu planetārās cirkulācijas.

Adiabātiskā procesa jēdziens. Svarīga loma gaisa termiskajā režīmā ir adiabātiskajam procesam.

Adiabātiskā procesa jēdziens. Vissvarīgākā loma atmosfēras termiskajā režīmā ir adiabātiskajam procesam. Gaisa adiabātiskā sildīšana un dzesēšana notiek tajā pašā masā, bez siltuma apmaiņas ar citiem līdzekļiem.

Gaisam nolaižoties no troposfēras augšējiem vai vidējiem slāņiem vai pa kalnu nogāzēm, tas no retinātiem slāņiem nonāk blīvākos slāņos, gāzes molekulas tuvojas viena otrai, pastiprinās to sadursmes, un gaisa molekulu kustības kinētiskā enerģija pārvēršas siltumā. . Gaiss tiek uzkarsēts, nesaņemot siltumu ne no citām gaisa masām, ne no zemes virsmas. Adiabātiskā karsēšana notiek, piemēram, tropu zonā, virs tuksnešiem un okeāniem tajos pašos platuma grādos. Gaisa adiabātisko karsēšanu pavada tā izžūšana (kas ir galvenais iemesls tuksnešu veidošanās tropiskajā zonā).

Augošā straumē gaiss atdziest adiabātiski. No blīvās apakšējās troposfēras tas paceļas uz retinātu vidējo un augšējo troposfēru. Tajā pašā laikā samazinās tā blīvums, molekulas attālinās viena no otras, retāk saduras, siltumenerģija, ko gaiss saņem no uzkarsētās virsmas, pārvēršas kinētiskā enerģijā, tiek tērēta mehāniskam darbam gāzes izplešanai. Tas izskaidro gaisa dzesēšanu, kad tas paceļas.

Sausais gaiss adiabātiski atdziest par 1 0 C uz 100 m augstuma, tas ir adiabātisks process. Tomēr dabiskais gaiss satur ūdens tvaikus, kas kondensējas, izdalot siltumu. Tāpēc faktiski temperatūra pazeminās par 0,6 0 C uz 100 m (vai 6 0 C uz 1 km augstuma). Tas ir mitrs adiabātisks process.

Nolaižot, gan sausais, gan mitrais gaiss uzsilst vienādi, jo šajā gadījumā nenotiek mitruma kondensācija un neizdalās latentais iztvaikošanas siltums.

Visskaidrāk tipiskākās zemes termiskā režīma iezīmes izpaužas tuksnešos: liela daļa saules starojuma atstarojas no to spožās virsmas, siltums netiek tērēts iztvaikošanai un aiziet uz sausu iežu karsēšanu. No tiem dienas laikā gaiss tiek uzkarsēts līdz augstām temperatūrām. Sausā gaisā siltums neaizkavējas un tiek brīvi izstarots atmosfēras augšējos slāņos un starpplanētu telpā. Tuksneši kalpo arī kā atmosfēras dzesēšanas logi planētu mērogā.

Lai pareizi novērtētu dažādu zemes virsmu sasilšanas un dzesēšanas pakāpi, aprēķinātu iztvaikošanu, noteiktu mitruma satura izmaiņas augsnē, izstrādātu metodes sasalšanas prognozēšanai, kā arī novērtētu meliorācijas darbu ietekmi uz zemes klimatiskajiem apstākļiem. virszemes gaisa slānis, nepieciešami dati par zemes virsmas siltuma bilanci.

Zemes virsma nepārtraukti saņem un zaudē siltumu dažādu īsviļņu un garo viļņu starojuma plūsmu rezultātā. Absorbējot lielākā vai mazākā mērā kopējo starojumu un pretstarojumu, zemes virsma uzsilst un izstaro garo viļņu starojumu, kas nozīmē, ka tā zaudē siltumu. Vērtība, kas raksturo zemes siltuma zudumus
virsma ir efektīvais starojums. Tas ir vienāds ar starpību starp Zemes virsmas paša starojumu un atmosfēras pretstarojumu. Tā kā atmosfēras pretstarojums vienmēr ir nedaudz mazāks nekā Zemes, šī atšķirība ir pozitīva. Dienas laikā efektīvo starojumu bloķē absorbētais īsviļņu starojums. Naktīs, ja nav īsviļņu saules starojuma, efektīvais starojums pazemina zemes virsmas temperatūru. Mākoņainā laikā, palielinoties atmosfēras pretstarojumam, efektīvais starojums ir daudz mazāks nekā skaidrā laikā. Mazāka un iknakts zemes virsmas atdzišana. Vidējos platuma grādos zemes virsma efektīvā starojuma rezultātā zaudē apmēram pusi no siltuma daudzuma, ko tās saņem no absorbētā starojuma.

Starojuma enerģijas ienākšanu un patēriņu aprēķina pēc zemes virsmas radiācijas bilances vērtības. Tas ir vienāds ar starpību starp absorbēto un efektīvo starojumu, no tā ir atkarīgs zemes virsmas termiskais stāvoklis - tās sildīšana vai dzesēšana. Dienas laikā tas gandrīz visu laiku ir pozitīvs, t.i., siltuma padeve pārsniedz patēriņu. Naktī radiācijas bilance ir negatīva un vienāda ar efektīvo starojumu. Zemes virsmas radiācijas bilances gada vērtības, izņemot augstākos platuma grādus, visur ir pozitīvas. Šis pārmērīgais siltums tiek tērēts atmosfēras sildīšanai ar turbulentu siltuma vadīšanu, iztvaikošanu un siltuma apmaiņu ar dziļākiem augsnes vai ūdens slāņiem.

Ja ņemam vērā temperatūras apstākļus ilgu laiku (gads vai labāk vairākus gadus), tad zemes virsma, atmosfēra atsevišķi un sistēma "Zeme-atmosfēra" atrodas termiskā līdzsvara stāvoklī. To vidējā temperatūra katru gadu nedaudz atšķiras. Saskaņā ar enerģijas nezūdamības likumu mēs varam pieņemt, ka siltuma plūsmu algebriskā summa, kas nāk uz zemes virsmu un atstāj to, ir vienāda ar nulli. Šis ir zemes virsmas siltuma bilances vienādojums. Tā nozīme ir tāda, ka zemes virsmas radiācijas bilanci līdzsvaro neradiatīva siltuma pārnese. Siltuma bilances vienādojumā, kā likums, neņem vērā (to mazuma dēļ) tādas plūsmas kā nokrišņu pārnestais siltums, enerģijas patēriņš fotosintēzei, siltuma ieguvums no biomasas oksidēšanās, kā arī siltuma patēriņš ledus vai sniega kušanai. , siltuma ieguvums no sasalšanas ūdens.

Sistēmas "Zeme-atmosfēra" termiskais līdzsvars ilgu laiku arī ir vienāds ar nulli, t.i., Zeme kā planēta atrodas termiskā līdzsvarā: saules starojums, kas nonāk atmosfēras augšējā robežā, tiek līdzsvarots ar izejošo starojumu. atmosfēru no atmosfēras augšējās robežas.

Ja mēs uztveram gaisu, kas nonāk līdz augšējai robežai, par 100%, tad 32% no šī daudzuma izkliedējas atmosfērā. No tiem 6% atgriežas pasaules telpā. Līdz ar to 26% nonāk uz zemes virsmas izkliedētā starojuma veidā; 18% starojuma absorbē ozons, aerosoli un tiek izmantots atmosfēras sildīšanai; 5% absorbē mākoņi; 21% starojuma izplūst kosmosā atstarošanas rezultātā no mākoņiem. Tādējādi starojums, kas nāk uz zemes virsmu, ir 50%, no kuriem tiešais starojums veido 24%; 47% absorbē zemes virsma, un 3% no ienākošā starojuma tiek atspoguļoti atpakaļ kosmosā. Rezultātā 30% saules starojuma no atmosfēras augšējās robežas izplūst kosmosā. Šo vērtību sauc par Zemes planetāro albedo. Zemes-atmosfēras sistēmai 30% no atstarotā un izkliedētā saules starojuma, 5% no zemes starojuma un 65% no atmosfēras starojuma, t.i., tikai 100%, atgriežas kosmosā caur atmosfēras augšējo robežu.

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 ir vidēji aptuveni 250 kcal/cm 2 gadā, no kuras aptuveni 1/3 tiek atspoguļota pasaules telpā un 167 kcal/cm 2 gadā. 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 vērtība Qinc, 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 Qe. Pašstarošanos, kas saistīta ar ķermeņa virsmas vienību, sauc par tā 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, kāda daļa no noteiktas starojuma siltumapmaiņas sistēmā iekļautās virsmas puslodes (tas ir, izstarota visos virzienos) starojuma. 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.

Zeme saņem siltumu, absorbējot īsviļņu saules starojumu atmosfērā un it īpaši uz zemes virsmas. Saules starojums ir praktiski vienīgais siltuma avots sistēmā "atmosfēra-zeme". Citi siltuma avoti (siltums, kas izdalās radioaktīvo elementu sabrukšanas laikā Zemes iekšienē, gravitācijas siltums u.c.) kopā dod tikai vienu piecu tūkstošdaļu no siltuma, kas no saules starojuma nonāk atmosfēras augšējā robežā Tātad un sastādot siltuma bilanci vienādojumu, tos var ignorēt.

Siltums tiek zaudēts ar īsviļņu starojumu, kas iziet no pasaules telpas, atstarojoties no atmosfēras Soa un no zemes virsmas SOP, kā arī pateicoties efektīvajam garo viļņu starojumam Ee ar zemes virsmu un atmosfēras starojumu Еa.

Tādējādi uz atmosfēras augšējās robežas Zemes kā planētas siltuma bilanci veido starojuma (radiatīvā) siltuma pārnese:

SO — Soa — Sop — Ee — Ea = ?Se, (1)

kur?Se, sistēmas "atmosfēra - Zeme" siltuma satura izmaiņas laika periodā?t.

Apsveriet šī vienādojuma nosacījumus gada periodam. Saules starojuma plūsma vidējā Zemes attālumā no Saules ir aptuveni vienāda ar 42,6-10° J/(m2-gadā). No šīs plūsmas Zeme saņem enerģijas daudzumu, kas vienāds ar saules konstantes I0 un Zemes šķērsgriezuma laukuma pR2 reizinājumu, t.i., I0 pR2, kur R ir Zemes vidējais rādiuss. Zemes rotācijas ietekmē šī enerģija tiek sadalīta pa visu zemeslodes virsmu, vienāda ar 4pR2. Līdz ar to Saules starojuma plūsmas vidējā vērtība uz Zemes horizontālo virsmu, neņemot vērā tās vājināšanos ar atmosfēru, ir Iо рR2/4рR3 = Iо/4 jeb 0,338 kW/m2. Gada laikā uz katru atmosfēras ārējās robežas virsmas kvadrātmetru vidēji tiek saņemti aptuveni 10,66-109 J jeb 10,66 GJ saules enerģijas, t.i., Io = 10,66 GJ / (m2 * gadā).

Apsveriet (1) vienādojuma izdevumu pusi. Saules starojums, kas nonācis pie atmosfēras ārējās robežas, daļēji iekļūst atmosfērā, un to daļēji atstaro atmosfēra un zemes virsma pasaules telpā. Saskaņā ar jaunākajiem datiem Zemes vidējais albedo tiek lēsts 33% apmērā: tā ir atstarojumu summa no mākoņiem (26%) un atstarojumu no apakšējās virsmas (7:%) summa. Tad mākoņu atstarotais starojums Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 GJ / (m2 * gadā), zemes virsma - SOP = 10,66 * 0,07 = 0,75 GJ / (m2 * gadā) un kopumā Zeme atstaro 3,52 GJ/ (m2*gads).

Saules starojuma absorbcijas rezultātā uzkarsētā zemes virsma kļūst par garo viļņu starojuma avotu, kas silda atmosfēru. Jebkura ķermeņa virsma, kuras temperatūra ir augstāka par absolūto nulli, nepārtraukti izstaro siltumenerģiju. Zemes virsma un atmosfēra nav izņēmums. Saskaņā ar Stefana-Bolcmaņa likumu starojuma intensitāte ir atkarīga no ķermeņa temperatūras un tā izstarojuma:

E = wT4, (2)

kur E ir starojuma intensitāte vai pašstarošanās, W/m2; c ir ķermeņa izstarojuma koeficients attiecībā pret pilnīgi melnu ķermeni, kuram c = 1; y - Stefana konstante - Boltzmann, vienāda ar 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T ir absolūtā ķermeņa temperatūra.

Vērtības dažādām virsmām svārstās no 0,89 (gluda ūdens virsma) līdz 0,99 (blīva zaļa zāle). Vidēji zemes virsmai v tiek pieņemts vienāds ar 0,95.

Zemes virsmas absolūtā temperatūra ir no 190 līdz 350 K. Šādās temperatūrās izstarotā starojuma viļņu garums ir 4-120 mikroni, un tāpēc tas viss ir infrasarkanais un acs to neuztver.

Zemes virsmas iekšējais starojums - E3, kas aprēķināts pēc formulas (2), ir vienāds ar 12,05 GJ / (m2 * gadā), kas ir 1,39 GJ / (m2 * gadā) jeb par 13% lielāks nekā pienākušais saules starojums. pie atmosfēras augšējās robežas S0. Tik liela starojuma atgriešanās pa zemes virsmu izraisītu tās strauju atdzišanu, ja to neaizkavētu saules un atmosfēras starojuma absorbcija uz zemes virsmas. Infrasarkanais zemes starojums jeb zemes virsmas savs starojums viļņu garuma diapazonā no 4,5 līdz 80 mikroniem tiek intensīvi absorbēts atmosfēras ūdens tvaikos un tikai 8,5 - 11 mikronu diapazonā iziet cauri atmosfērai un nonāk pasaules telpā. Savukārt atmosfēras ūdens tvaiki izstaro arī neredzamu infrasarkano starojumu, kura lielākā daļa tiek virzīta lejup uz zemes virsmu, bet pārējais nonāk pasaules telpā. Atmosfēras starojumu, kas nonāk uz zemes virsmas, sauc par atmosfēras pretstarojumu.

No atmosfēras pretstarojuma zemes virsma absorbē 95% no tās lieluma, jo saskaņā ar Kirhhofa likumu ķermeņa spožums ir vienāds ar tā starojuma absorbciju. Tādējādi atmosfēras pretstarojums ir svarīgs zemes virsmas siltuma avots papildus absorbētajam saules starojumam. Atmosfēras pretstarojumu nevar tieši noteikt, un to aprēķina ar netiešām metodēm. Zemes virsmas absorbētais atmosfēras pretstarojums Eza = 10,45 GJ / (m2 * gadā). Attiecībā uz S0 tas ir 98%.

Pretstarojums vienmēr ir mazāks nekā zemes starojums. Tāpēc zemes virsma zaudē siltumu pozitīvās atšķirības starp savu un pretstarojuma dēļ. Atšķirību starp zemes virsmas pašstarošanos un atmosfēras pretstarojumu sauc par efektīvo starojumu (Ee):

Ee \u003d Ez — Eza (3)

saules siltuma apmaiņa uz zemes

Efektīvais starojums ir neto starojuma enerģijas un līdz ar to arī siltuma zudumi no zemes virsmas. Šis siltums, kas izplūst kosmosā, ir 1,60 GJ / (m2 * gadā) jeb 15% no saules starojuma, kas sasniedza atmosfēras augšējo robežu (bultiņa E3 9.1. attēlā). Mērenajos platuma grādos zemes virsma efektīvā starojuma rezultātā zaudē apmēram pusi no siltuma daudzuma, ko tā saņem no absorbētā starojuma.

Atmosfēras starojums ir sarežģītāks nekā zemes virsmas starojums. Pirmkārt, saskaņā ar Kirhhofa likumu enerģiju izstaro tikai tās gāzes, kas to absorbē, t.i., ūdens tvaiki, oglekļa dioksīds un ozons. Otrkārt, katras šīs gāzes starojumam ir sarežģīts selektīvs raksturs. Tā kā ūdens tvaiku saturs samazinās līdz ar augstumu, visspēcīgāk izstarojošie atmosfēras slāņi atrodas 6-10 km augstumā. Atmosfēras garo viļņu starojums pasaules telpā Еa=5,54 GJ/(m2*gads), kas ir 52% no saules starojuma pieplūduma uz atmosfēras augšējo robežu. Zemes virsmas un atmosfēras garo viļņu starojumu, kas nonāk kosmosā, sauc par izejošo starojumu ES. Kopumā tas ir vienāds ar 7,14 GJ/(m2*gads), jeb 67% no saules starojuma pieplūduma.

Aizvietojot atrastās vērtības So, Soa, Sop, Ee un Ea vienādojumā (1), iegūstam - ?Sz = 0, t.i., izejošais starojums kopā ar atstaroto un izkliedēto īsviļņu starojumu Soz kompensē Saules starojuma pieplūdums uz Zemi. Citiem vārdiem sakot, Zeme kopā ar atmosfēru zaudē tik daudz starojuma, cik tā saņem, un tāpēc atrodas radiācijas līdzsvara stāvoklī.

Zemes termisko līdzsvaru apstiprina ilgstoši temperatūras novērojumi: Zemes vidējā temperatūra gadu no gada mainās maz un paliek gandrīz nemainīga no viena ilgtermiņa perioda uz otru.