Promieniowanie słoneczne i bilans cieplny. Bilans cieplny powierzchni Ziemi i atmosfery. Pojęcie pola termobarycznego Ziemi
Atmosfera, podobnie jak powierzchnia Ziemi, otrzymuje prawie całe ciepło od Słońca. Inne źródła ciepła to ciepło pochodzące z głębi Ziemi, jednak stanowi ono zaledwie ułamek procenta całkowitej ilości ciepła.
Chociaż promieniowanie słoneczne jest jedynym źródłem ciepła dla powierzchni Ziemi, reżim termiczny powłoki geograficznej nie jest jedynie konsekwencją bilansu promieniowania. Ciepło słoneczne ulega przemianie i redystrybucji pod wpływem czynników ziemskich, a przede wszystkim jest przetwarzane przez prądy powietrzne i oceaniczne. Te z kolei są spowodowane nierównomiernym rozkładem promieniowania słonecznego na różnych szerokościach geograficznych. Jest to jeden z najbardziej uderzających przykładów ścisłego globalnego powiązania i interakcji różnych składników natury.
Dla żywej natury Ziemi ważna jest redystrybucja ciepła między różnymi szerokościami geograficznymi, a także między oceanami i kontynentami. Dzięki temu procesowi na powierzchni Ziemi następuje bardzo złożona przestrzenna redystrybucja ciepła zgodnie z nadrzędnymi kierunkami ruchu prądów powietrznych i oceanicznych. Jednakże całkowity transfer ciepła kierowany jest z reguły od niskich do wysokich szerokości geograficznych oraz od oceanów na kontynenty.
Dystrybucja ciepła w atmosferze następuje poprzez konwekcję, przewodzenie i promieniowanie. Konwekcja cieplna występuje wszędzie na planecie; wiatry, wznoszące się i opadające prądy powietrza są wszechobecne. Konwekcja jest szczególnie silna w tropikach.
Przewodność cieplna, czyli przenoszenie ciepła poprzez bezpośredni kontakt atmosfery z ciepłą lub zimną powierzchnią ziemi, ma stosunkowo niewielkie znaczenie, ponieważ powietrze jest złym przewodnikiem ciepła. To właśnie ta właściwość znalazła szerokie zastosowanie w produkcji ram okiennych z podwójnymi szybami.
Dopływ i wydatek ciepła w niższych warstwach atmosfery na różnych szerokościach geograficznych nie są takie same. Na północ od 38°N. w. więcej ciepła jest emitowane niż pochłaniane. Stratę tę rekompensują ciepłe prądy oceaniczne i powietrzne skierowane na umiarkowane szerokości geograficzne.
Proces odbioru i zużycia energii słonecznej, ogrzewania i chłodzenia całego układu atmosfery ziemskiej charakteryzuje się bilansem cieplnym. Jeżeli roczny dopływ energii słonecznej do górnej granicy atmosfery przyjmiemy za 100%, wówczas bilans energii słonecznej będzie wyglądał następująco: 42% odbija się od Ziemi i wraca z powrotem w przestrzeń kosmiczną (ta wartość charakteryzuje albedo), z czego 38% odbija się od atmosfery, a 4% od powierzchni ziemi. Pozostała część (58%) jest pochłaniana: 14% przez atmosferę i 44% przez powierzchnię ziemi. Ogrzana powierzchnia Ziemi oddaje całą pochłoniętą energię. Jednocześnie promieniowanie energii przez powierzchnię ziemi wynosi 20%, 24% przypada na ogrzewanie powietrza i odparowywanie wilgoci (5,6% na ogrzewanie powietrza i 18,4% na odparowywanie wilgoci).
Są to ogólne cechy bilansu cieplnego globu jako całości. W rzeczywistości dla różnych stref szerokości geograficznej dla różnych powierzchni bilans cieplny będzie daleki od tego samego. Zatem bilans cieplny każdego terytorium zostaje zakłócony o wschodzie i zachodzie słońca, wraz ze zmianą pór roku, w zależności od warunków atmosferycznych (zachmurzenie, wilgotność powietrza i zawartość pyłu), rodzaju powierzchni (woda lub ziemia, las lub cebula, śnieg osłona lub goła ziemia), wysokość nad poziomem morza. Większość ciepła jest emitowana w nocy, zimą oraz przez rzadkie, czyste i suche powietrze na dużych wysokościach. Ale ostatecznie straty spowodowane promieniowaniem są kompensowane przez ciepło pochodzące ze Słońca, a na Ziemi jako całości panuje stan równowagi dynamicznej, w przeciwnym razie nagrzeje się lub odwrotnie, ostygnie.
Temperatura powietrza
Ogrzewanie atmosfery zachodzi w dość złożony sposób. Krótkie fale światła słonecznego, od widzialnego światła czerwonego do ultrafioletu, przekształcają się na powierzchni Ziemi w dłuższe fale ciepła, które później ogrzewają atmosferę, gdy zostaną wyemitowane z powierzchni Ziemi. Dolne warstwy atmosfery nagrzewają się szybciej niż górne, co tłumaczy się wskazanym promieniowaniem cieplnym z powierzchni ziemi oraz faktem, że mają one większą gęstość i są nasycone parą wodną.
Charakterystyczną cechą pionowego rozkładu temperatury w troposferze jest jej spadek wraz z wysokością. Średni pionowy gradient temperatury, czyli średni spadek obliczony na 100 m wysokości, wynosi 0,6°C. Ochłodzeniu wilgotnego powietrza towarzyszy kondensacja wilgoci. W tym przypadku uwalniana jest pewna ilość ciepła, która została wydana na tworzenie pary. Dlatego też, gdy wilgotne powietrze unosi się do góry, jego ochłodzenie następuje prawie dwukrotnie szybciej niż w przypadku powietrza suchego. Współczynnik geotermalny suchego powietrza w troposferze wynosi średnio 1 °C.
Powietrze unoszące się znad nagrzanej powierzchni lądu i zbiorników wodnych przedostaje się do strefy niskiego ciśnienia. Dzięki temu może się rozszerzać i w związku z tym pewna ilość energii cieplnej zamieniana jest na energię kinetyczną. W wyniku tego procesu następuje ochłodzenie powietrza. Jeżeli jednocześnie znikąd nie odbiera ciepła i nigdzie go nie oddaje, to cały opisany proces nazywa się chłodzeniem adiabatycznym, czyli dynamicznym. I odwrotnie, powietrze opada i wchodzi do strefy wysokiego ciśnienia, jest sprężane przez otaczające je powietrze, a energia mechaniczna zamienia się w energię cieplną. Z tego powodu powietrze nagrzewa się adiabatycznie, średnio o 1°C na każde 100 m spadku.
Czasami temperatura powietrza wzrasta wraz z wysokością. Zjawisko to nazywa się inwersją. Przyczyny tej manifestacji są różne: promieniowanie z Ziemi nad pokrywami lodowymi, przepływ silnych prądów ciepłego powietrza nad zimną powierzchnią. Inwersje są szczególnie typowe dla regionów górskich: ciężkie zimne powietrze napływa do basenów górskich i tam zatrzymuje się, wypierając lżejsze. ciepłe powietrze w górę.
Dobowe i roczne zmiany temperatury powietrza odzwierciedlają stan termiczny powierzchni. W powierzchniowej warstwie powietrza dzienne maksimum ustala się na 14-15 godzin, a minimum obserwuje się po wschodzie słońca. Największa amplituda dobowa występuje na szerokościach subtropikalnych (30°C), najmniejsza na szerokościach polarnych (5°C). Roczne wahania temperatury zależą od szerokości geograficznej, rodzaju podłoża, wysokości miejsca nad poziomem oceanu, rzeźby terenu i odległości od oceanu.
Zidentyfikowano pewne wzorce geograficzne w rozkładzie rocznych temperatur na powierzchni Ziemi.
1. Na obu półkulach średnie temperatury maleją w kierunku biegunów. Jednakże równik termiczny – ciepły równoleżnik ze średnią roczną temperaturą 27°C – znajduje się na półkuli północnej na około 15-20° szerokości geograficznej. Wyjaśnia to fakt, że ziemia zajmuje tutaj większy obszar niż na równiku geograficznym.
2. Od równika na północ i południe temperatury zmieniają się nierównomiernie. Pomiędzy równikiem a 25. równoleżnikiem temperatura spada bardzo powoli - mniej niż dwa stopnie na każde dziesięć stopni szerokości geograficznej. Pomiędzy 25° a 80° szerokości geograficznej na obu półkulach temperatury spadają bardzo szybko. W niektórych miejscach spadek ten przekracza 10°C. Dalej w stronę biegunów tempo spadku temperatury ponownie maleje.
3. Średnie roczne temperatury wszystkich równoleżników na półkuli południowej są niższe niż temperatury odpowiednich równoleżników na półkuli północnej. Średnia temperatura powietrza na przeważnie „kontynentalnej” półkuli północnej wynosi +8,6 ° C w styczniu, +22,4 ° C w lipcu; na południowej półkuli „oceanicznej” średnia temperatura w lipcu wynosi +11,3 ° C, w styczniu - +17,5 ° C. Dwukrotnie większą roczną amplitudę wahań temperatury powietrza na półkuli północnej tłumaczy się osobliwością rozkładu lądu i morza na odpowiednich szerokościach geograficznych oraz chłodzący wpływ ogromnej kopuły lodowej Antarktydy na klimat półkuli południowej.
Istotną charakterystykę rozkładu temperatur powietrza na Ziemi dostarczają mapy izoterm. Zatem na podstawie analizy rozkładu izoterm lipca na powierzchni Ziemi można sformułować następujące główne wnioski.
1. W pozatropikalnych regionach obu półkul izotermy nad kontynentami wyginają się na północ w stosunku do ich położenia w oknach. Na półkuli północnej wynika to z faktu, że ląd nagrzewa się bardziej niż morze, natomiast na półkuli południowej zachodzi odwrotna zależność: w tym czasie ląd jest zimniejszy niż morze.
2. Nad oceanami izotermy lipca odzwierciedlają wpływ prądów temperaturowych zimnego powietrza. Jest to szczególnie widoczne na zachodnich wybrzeżach Ameryki Północnej i Afryki, które są obmywane przez zimne prądy oceaniczne Kalifornii i Wysp Kanaryjskich. Na półkuli południowej izotermy zakrzywiają się w kierunku przeciwnym do północy – także pod wpływem zimnych prądów.
3. Najwyższe średnie temperatury lipca obserwuje się na pustyniach położonych na północ od równika. Szczególnie gorąco jest o tej porze w Kalifornii, na Saharze, w Arabii, Iranie i w głębi Azji.
Rozkład izoterm styczniowych ma również swoją własną charakterystykę.
1. Załamania izoterm nad oceanami na północy i nad lądami na południu stają się jeszcze bardziej widoczne i kontrastujące. Najbardziej jest to widoczne na półkuli północnej. Silne załamania izoterm w kierunku bieguna północnego odzwierciedlają wzrost termicznej roli prądów oceanicznych Prądu Zatokowego na Oceanie Atlantyckim i Kuro-Sio na Pacyfiku.
2. W pozatropikalnych regionach obu półkul izotermy nad kontynentami są wyraźnie zakrzywione w kierunku południowym. Wyjaśnia to fakt, że na półkuli północnej ląd jest zimniejszy, a na półkuli południowej cieplejszy niż morze.
3. Najwyższe średnie temperatury w styczniu występują na pustyniach strefy tropikalnej półkuli południowej.
4. Obszary największego ochłodzenia na planecie w styczniu, podobnie jak w lipcu, to Antarktyda i Grenlandia.
Ogólnie można stwierdzić, że izotermy półkuli południowej we wszystkich porach roku mają bardziej liniowy (równoleżnikowy) wzór uderzenia. Brak znaczących anomalii w przebiegu izoterm tłumaczy się tu znaczną przewagą powierzchni wody nad lądem. Analiza przebiegu izoterm wskazuje na ścisłą zależność temperatur nie tylko od ilości promieniowania słonecznego, ale także od redystrybucji ciepła przez prądy oceaniczne i powietrzne.
Bilans promieniowania reprezentuje różnicę pomiędzy dopływem i odpływem energii promieniowania pochłoniętej i wyemitowanej przez powierzchnię Ziemi.
Bilans promieniowania to algebraiczna suma strumieni promieniowania w określonej objętości lub na określonej powierzchni. Mówiąc o bilansie radiacyjnym atmosfery lub układu Ziemia-atmosfera, najczęściej mamy na myśli bilans radiacyjny powierzchni Ziemi, który warunkuje wymianę ciepła na dolnej granicy atmosfery. Stanowi różnicę pomiędzy pochłoniętym całkowitym promieniowaniem słonecznym a efektywnym promieniowaniem powierzchni ziemi.
Bilans promieniowania to różnica pomiędzy dopływem i odpływem energii promieniowania pochłoniętej i wyemitowanej przez powierzchnię Ziemi.
Bilans radiacyjny jest najważniejszym czynnikiem klimatycznym, ponieważ od jego wartości silnie zależy rozkład temperatury w glebie i przyległych warstwach powietrza. Od tego zależą właściwości fizyczne mas powietrza przemieszczających się po Ziemi, a także intensywność parowania i topnienia śniegu.
Rozkład rocznych wartości bilansu promieniowania na powierzchni globu nie jest równy: w tropikalnych szerokościach geograficznych wartości te osiągają 100... 120 kcal/(cm2-rok), a maksimum (do 140 kcal/(cm2-rok)) obserwuje się u północno-zachodniego wybrzeża Australii). Na obszarach pustynnych i suchych wartości bilansu promieniowania są niższe w porównaniu do obszarów o wystarczającej i nadmiernej wilgotności na tych samych szerokościach geograficznych. Jest to spowodowane wzrostem albedo i wzrostem efektywnego promieniowania na skutek dużej suchości powietrza i niskiego zachmurzenia. W umiarkowanych szerokościach geograficznych wartości bilansu promieniowania szybko maleją wraz ze wzrostem szerokości geograficznej z powodu zmniejszenia całkowitego promieniowania.
Średnio w skali roku sumy bilansu promieniowania dla całej powierzchni globu okazują się dodatnie, z wyjątkiem obszarów ze stałą pokrywą lodową (Antarktyda, środkowa Grenlandia itp.).
Energia, mierzona bilansem promieniowania, jest częściowo wydatkowana na parowanie, częściowo przekazana do powietrza, aż w końcu pewna ilość energii trafia do gleby i ulega jej ogrzaniu. Zatem całkowite ciepło doprowadzone i oddawane do powierzchni Ziemi, zwane bilansem cieplnym, można przedstawić w postaci następującego równania:
Tutaj B to bilans promieniowania, M to przepływ ciepła pomiędzy powierzchnią Ziemi a atmosferą, V to zużycie ciepła na parowanie (lub uwalnianie ciepła podczas kondensacji), T to wymiana ciepła pomiędzy powierzchnią gleby a głębokimi warstwami.
Rysunek 16 – Wpływ promieniowania słonecznego na powierzchnię Ziemi
Średnio w ciągu roku gleba oddaje do powietrza praktycznie tyle samo ciepła, ile otrzymuje, dlatego w wnioskach rocznych obrót ciepła w glebie wynosi zero. Ciepło utracone w wyniku parowania rozkłada się bardzo nierównomiernie na powierzchni globu. W oceanach zależą one od ilości energii słonecznej docierającej do powierzchni oceanu, a także od charakteru prądów oceanicznych. Ciepłe prądy zwiększają zużycie ciepła na parowanie, podczas gdy zimne prądy je zmniejszają. Na kontynentach o zużyciu ciepła na parowanie decyduje nie tylko ilość promieniowania słonecznego, ale także zasoby wilgoci zawarte w glebie. W przypadku braku wilgoci, co powoduje zmniejszenie parowania, zmniejsza się zużycie ciepła na parowanie. Dlatego na pustyniach i półpustyniach znacznie się zmniejszają.
Prawie jedynym źródłem energii dla wszystkich procesów fizycznych zachodzących w atmosferze jest promieniowanie słoneczne. Główną cechą reżimu radiacyjnego atmosfery jest tzw. efekt cieplarniany: atmosfera słabo pochłania krótkofalowe promieniowanie słoneczne (większość dociera do powierzchni Ziemi), ale zatrzymuje długofalowe (całkowicie podczerwone) promieniowanie cieplne z powierzchni Ziemi, co znacznie ogranicza przenoszenie ciepła Ziemi w przestrzeń kosmiczną i zwiększa jego temperaturę.
Promieniowanie słoneczne dostające się do atmosfery jest częściowo pochłaniane w atmosferze, głównie przez parę wodną, dwutlenek węgla, ozon i aerozole, i jest rozpraszane na cząstkach aerozolu oraz na wahaniach gęstości atmosfery. W wyniku rozproszenia energii promieniowania Słońca w atmosferze obserwuje się nie tylko bezpośrednie promieniowanie słoneczne, ale także promieniowanie rozproszone, które razem stanowią promieniowanie całkowite; Docierając do powierzchni ziemi, całkowite promieniowanie jest od niej częściowo odbijane. Ilość odbitego promieniowania zależy od współczynnika odbicia podłoża, tzw. albedo. W wyniku pochłoniętego promieniowania powierzchnia Ziemi nagrzewa się i staje się źródłem własnego promieniowania długofalowego skierowanego w stronę atmosfery. Z kolei atmosfera emituje także promieniowanie długofalowe, skierowane w stronę powierzchni Ziemi (tzw. przeciwpromieniowanie atmosfery) oraz w przestrzeń kosmiczną (tzw. promieniowanie wychodzące). Racjonalna wymiana ciepła pomiędzy powierzchnią Ziemi a atmosferą uwarunkowana jest promieniowaniem efektywnym – różnicą pomiędzy promieniowaniem własnym powierzchni Ziemi a pochłoniętym przez nią przeciwpromieniowaniem atmosfery. Różnica pomiędzy promieniowaniem krótkofalowym pochłoniętym przez powierzchnię Ziemi a promieniowaniem efektywnym nazywana jest bilansem promieniowania.
Transformacja energii promieniowania słonecznego po jego absorpcji na powierzchni Ziemi i w atmosferze stanowi bilans cieplny Ziemi. Głównym źródłem ciepła dla atmosfery jest powierzchnia Ziemi, która pochłania większość promieniowania słonecznego. Ponieważ absorpcja promieniowania słonecznego w atmosferze jest mniejsza niż utrata ciepła z atmosfery do przestrzeni kosmicznej przez promieniowanie długofalowe, zużycie ciepła radiacyjnego jest uzupełniane przez napływ ciepła do atmosfery z powierzchni ziemi w postaci turbulentnego wymiana ciepła i przybycie ciepła w wyniku kondensacji pary wodnej w atmosferze. Ponieważ całkowita ilość kondensacji w całej atmosferze jest równa ilości opadów, a także wielkości parowania z powierzchni ziemi, ciepło kondensacji dochodzące do atmosfery jest liczbowo równe ciepłu utraconemu w wyniku parowania na powierzchni ziemi. powierzchnia.
RÓWNOWAGA TERMICZNA POWIERZCHNI ZIEMI
BILANS CIEPLNY POWIERZCHNI ZIEMI to algebraiczna suma przepływów ciepła dochodzących i opuszczających powierzchnię ziemi. Wyrażone równaniem:
Gdzie R- bilans radiacyjny powierzchni ziemi; P- turbulentny przepływ ciepła pomiędzy powierzchnią ziemi a atmosferą; LE- zużycie ciepła na parowanie; W- przepływ ciepła z powierzchni ziemi w głąb gleby lub wody i odwrotnie. Stosunek składników bilansu zmienia się w czasie w zależności od właściwości podłoża i szerokości geograficznej miejsca. Charakter bilansu cieplnego powierzchni Ziemi i jej poziom energii determinują charakterystykę i intensywność większości procesów egzogenicznych. Dane dotyczące bilansu cieplnego powierzchni ziemi odgrywają ważną rolę w badaniu zmian klimatycznych, strefowości geograficznej i reżimu termicznego organizmów.
Ekologiczny słownik encyklopedyczny. - Kiszyniów: Główna redakcja Mołdawskiej Encyklopedii Radzieckiej. I.I. Dedu. 1989.
- PROMIENIOWANIE CIEPLNE
- BILANS CIEPŁA UKŁADU ZIEMIA-ATMOSFERA
Zobacz, co oznacza „BILANS CIEPLNY POWIERZCHNI ZIEMI” w innych słownikach:
bilans cieplny powierzchni ziemi- Algebraiczna suma strumieni ciepła docierających do powierzchni ziemi i przez nią emitowanych... Słownik geografii
Bilans cieplny Ziemi, stosunek energii przychodzącej i wychodzącej (promiennej i cieplnej) na powierzchnię Ziemi, w atmosferze i w układzie atmosfery ziemskiej. Głównym źródłem energii dla zdecydowanej większości procesów fizycznych, chemicznych i biologicznych... ...
BILANS CIEPŁA- powierzchnia Ziemi to algebraiczna suma przepływów ciepła wpływających do i opuszczających powierzchnię Ziemi. Wyraża się równaniem: R + P + LE + B=0, gdzie R jest bilansem promieniowania powierzchni Ziemi; P turbulentny przepływ ciepła pomiędzy... ... Słownik ekologiczny
I Bilans ciepła to porównanie przychodów i zużycia (korzystnie wykorzystanego i utraconego) ciepła w różnych procesach termicznych (patrz Proces termiczny). W technologii T.b. służy do analizy procesów cieplnych zachodzących w parze... Wielka encyklopedia radziecka
Wielki słownik encyklopedyczny
Porównanie przychodów i zużycia energii cieplnej w analizie procesów cieplnych. Jest kompilowany zarówno w badaniu procesów naturalnych (bilans cieplny atmosfery, oceanu, powierzchni ziemi i Ziemi jako całości itp.), jak i w technologii w różnych ... słownik encyklopedyczny
Porównanie przychodów i zużycia energii cieplnej w analizie procesów cieplnych. Jest opracowywany zarówno w badaniu procesów naturalnych (T. B. atmosfera, ocean, powierzchnia Ziemi i Ziemia jako całość itp.), jak i w technologii na różne sposoby. urządzenia termiczne... ... Naturalna nauka. słownik encyklopedyczny
- (Saldo francuskie, od balansera do pobrania). 1) równowaga. 2) w rachunkowości bilansowanie rachunków kwot przychodzących i wychodzących w celu wyjaśnienia stanu rzeczy. 3) wynik porównania handlu importowego i eksportowego kraju. W zestawie słownik słów obcych... Słownik obcych słów języka rosyjskiego
Atmosfera i powierzchnia pod spodem, suma dopływu i odpływu energii promieniowania pochłoniętej i wyemitowanej przez atmosferę i powierzchnię pod spodem (patrz Powierzchnia pod spodem). Dla atmosfery R.b. składa się z wchłoniętej części przychodzącej... ... Wielka encyklopedia radziecka
Ziemia (od wspólnego słowiańskiego dna ziemi, na dole), trzecia planeta w kolejności od Słońca w Układzie Słonecznym, znak astronomiczny Å lub, ♀. I. Wprowadzenie Ziemia zajmuje piąte miejsce pod względem wielkości i masy wśród dużych planet, ale należy do tzw. planet. grupa naziemna, w... ... Wielka encyklopedia radziecka
Zajmijmy się najpierw warunkami termicznymi powierzchni ziemi oraz najwyższych warstw gleby i zbiorników wodnych. Jest to konieczne, ponieważ dolne warstwy atmosfery są najbardziej ogrzewane i chłodzone w wyniku radiacyjnej i niepromienistej wymiany ciepła z górnymi warstwami gleby i wody. Dlatego zmiany temperatury w dolnych warstwach atmosfery determinowane są przede wszystkim zmianami temperatury powierzchni ziemi i podążają za tymi zmianami.
Powierzchnia ziemi, czyli powierzchnia gleby lub wody (a także pokrywy roślinnej, śniegu i lodu), w sposób ciągły otrzymuje i traci ciepło na różne sposoby. Przez powierzchnię ziemi ciepło jest przekazywane w górę do atmosfery i w dół do gleby lub wody.
Po pierwsze, promieniowanie całkowite i przeciwpromieniowanie z atmosfery dociera do powierzchni Ziemi. Są mniej lub bardziej wchłaniane przez powierzchnię, tj. Ogrzewają górne warstwy gleby i wody. Jednocześnie powierzchnia ziemi promieniuje i jednocześnie traci ciepło.
Po drugie, ciepło dociera do powierzchni ziemi z góry, z atmosfery, poprzez przewodzenie ciepła. W ten sam sposób ciepło ucieka z powierzchni ziemi do atmosfery. W wyniku przewodzenia ciepła ciepło przemieszcza się również z powierzchni ziemi do gleby i wody lub dociera na powierzchnię ziemi z głębin gleby i wody.
Po trzecie, powierzchnia ziemi odbiera ciepło, gdy skrapla się na niej para wodna z powietrza lub odwrotnie, traci ciepło, gdy woda z niej wyparowuje. W pierwszym przypadku uwalniane jest ciepło utajone, w drugim ciepło przechodzi w stan utajony.
W dowolnym momencie ta sama ilość ciepła opuszcza powierzchnię ziemi w górę i w dół, ile otrzymuje w tym czasie z góry i z dołu. Gdyby było inaczej, zasada zachowania energii nie byłaby spełniona: należałoby założyć, że energia pojawia się lub znika na powierzchni ziemi. Możliwe jest jednak, że na przykład więcej ciepła przedostanie się do góry niż napłynęło z góry; w tym przypadku nadmiar wymiany ciepła musi zostać pokryty dopływem ciepła na powierzchnię z głębin gruntu lub wody.
Zatem suma algebraiczna wszystkich dopływów i odpływów ciepła na powierzchni ziemi musi być równa zeru. Wyraża się to równaniem bilansu cieplnego powierzchni ziemi.
Aby zapisać to równanie, najpierw łączymy promieniowanie pochłonięte i promieniowanie efektywne w bilans promieniowania.
Oznaczmy przybycie ciepła z powietrza lub jego uwolnienie do powietrza poprzez przewodność cieplną jako P. Ten sam zysk lub zużycie poprzez wymianę ciepła z głębszymi warstwami gleby lub wody będziemy nazywać A. Strata ciepła podczas parowania lub jego przybycie na powierzchnię ziemi podczas kondensacji będzie oznaczane przez LE, gdzie L jest ciepłem właściwym parowania, a E – masą odparowanej lub skroplonej wody.
Można również powiedzieć, że znaczenie równania jest takie, że bilans promieniowania na powierzchni ziemi jest równoważony przez niepromienisty transfer ciepła (ryc. 5.1).
Równanie (1) obowiązuje przez dowolny okres czasu, także wieloletni.
Z faktu, że bilans cieplny powierzchni Ziemi wynosi zero, nie wynika, że temperatura powierzchni się nie zmienia. Kiedy wymiana ciepła skierowana jest w dół, ciepło docierające do powierzchni od góry i schodzące z niej w głąb, w dużej mierze pozostaje w najwyższej warstwie gleby lub wody (w tzw. warstwie aktywnej). Rośnie temperatura tej warstwy, a co za tym idzie i temperatura powierzchni Ziemi. I odwrotnie, gdy ciepło przekazywane jest przez powierzchnię ziemi z dołu do góry do atmosfery, ciepło opuszcza przede wszystkim warstwę aktywną, w wyniku czego temperatura powierzchni spada.
Z dnia na dzień i z roku na rok średnia temperatura warstwy aktywnej i powierzchni ziemi w dowolnym miejscu niewiele się zmienia. Oznacza to, że w ciągu dnia prawie tyle samo ciepła dostaje się w głąb gleby lub wody w ciągu dnia, ile opuszcza je w nocy. Jednak w letni dzień nieco więcej ciepła spływa w dół, niż pochodzi z dołu. Dlatego warstwy gleby i wody, a co za tym idzie ich powierzchnia, nagrzewają się z dnia na dzień. Zimą następuje proces odwrotny. Te sezonowe zmiany w przepływie i przepływie ciepła w glebie i wodzie są prawie zrównoważone w ciągu roku, a średnia roczna temperatura powierzchni ziemi i warstwy aktywnej niewiele się zmienia z roku na rok.
Bilans cieplny Ziemi- stosunek energii przychodzącej i wychodzącej (promieniowanej i cieplnej) na powierzchni ziemi, w atmosferze i w układzie Ziemia-atmosfera. Głównym źródłem energii dla zdecydowanej większości procesów fizycznych, chemicznych i biologicznych zachodzących w atmosferze, hydrosferze i w górnych warstwach litosfery jest promieniowanie słoneczne, dlatego rozkład i stosunek składników bilansu cieplnego charakteryzują jego przemiany w tych muszle.
Bilans cieplny jest szczególnym sformułowaniem prawa zachowania energii i jest zestawiany dla odcinka powierzchni Ziemi (bilans cieplny powierzchni ziemi); dla pionowej kolumny przechodzącej przez atmosferę (bilans cieplny atmosfery); dla tej samej kolumny przechodzącej przez atmosferę i górne warstwy litosfery lub hydrosfery (bilans cieplny układu Ziemia-atmosfera).
Równanie bilansu cieplnego powierzchni ziemi:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
reprezentuje algebraiczną sumę przepływów energii pomiędzy elementem powierzchni Ziemi a otaczającą przestrzenią. W tej formule:
R - bilans promieniowania, różnica pomiędzy pochłoniętym krótkofalowym promieniowaniem słonecznym a efektywnym promieniowaniem długofalowym z powierzchni ziemi.
P to przepływ ciepła powstający pomiędzy powierzchnią pod spodem a atmosferą;
F0 - obserwuje się przepływ ciepła pomiędzy powierzchnią ziemi a głębszymi warstwami litosfery lub hydrosfery;
LE - zużycie ciepła na parowanie, które definiuje się jako iloczyn masy odparowanej wody E i ciepła parowania L bilans cieplny
Strumienie te obejmują bilans promieniowania (lub promieniowanie resztkowe) R – różnicę pomiędzy pochłoniętym krótkofalowym promieniowaniem słonecznym a efektywnym promieniowaniem długofalowym z powierzchni ziemi. Dodatnia lub ujemna wartość bilansu promieniowania jest kompensowana przez kilka przepływów ciepła. Ponieważ temperatura powierzchni Ziemi zwykle nie jest równa temperaturze powietrza, pomiędzy powierzchnią Ziemi a atmosferą zachodzi przepływ ciepła P. Podobny przepływ ciepła F0 obserwuje się pomiędzy powierzchnią Ziemi a głębszymi warstwami litosfery lub hydrosfery. W tym przypadku o przepływie ciepła w glebie decyduje molekularne przewodnictwo cieplne, podczas gdy w zbiornikach wymiana ciepła z reguły ma charakter mniej lub bardziej turbulentny. Przepływ ciepła F0 pomiędzy powierzchnią zbiornika a jego głębszymi warstwami jest liczbowo równy zmianie zawartości ciepła w zbiorniku w zadanym przedziale czasu oraz przechodzeniu ciepła przez prądy w zbiorniku. Duże znaczenie w bilansie cieplnym powierzchni ziemi ma zwykle ciepło zużyte na parowanie LE, które definiuje się jako iloczyn masy odparowanej wody E i ciepła parowania L. Wartość LE zależy od zawilgocenia powierzchni ziemi, jej temperatury, wilgotności powietrza oraz intensywności turbulentnej wymiany ciepła w powierzchniowej warstwie powietrza, która decyduje o szybkości przenikania pary wodnej z powierzchni ziemi do atmosfery.
Równanie bilansu ciepła atmosferycznego ma postać:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
gdzie ΔW jest wielkością zmiany zawartości ciepła wewnątrz pionowej ściany kolumny atmosferycznej.
Bilans cieplny atmosfery składa się z bilansu promieniowania Ra; ciepło dopływające lub odpływające Lr podczas przemian fazowych wody w atmosferze (g - opady całkowite); dopływ lub odpływ ciepła P w wyniku turbulentnej wymiany ciepła atmosfery z powierzchnią ziemi; przybycie lub strata ciepła Fa spowodowana wymianą ciepła przez pionowe ścianki kolumny, co jest związane z uporządkowanymi ruchami atmosfery i makroturbulencjami. Ponadto równanie bilansu ciepła atmosferycznego zawiera człon ΔW, równy zmianie zawartości ciepła wewnątrz kolumny.
Równanie bilansu cieplnego układu Ziemia - atmosfera odpowiada sumie algebraicznej wyrazów równań bilansu cieplnego powierzchni Ziemi i atmosfery. Składniki bilansu cieplnego powierzchni Ziemi i atmosfery dla różnych rejonów globu wyznaczane są na podstawie obserwacji meteorologicznych (na stacjach aktynometrycznych, specjalnych stacjach bilansu cieplnego, na satelitach meteorologicznych Ziemi) lub na podstawie obliczeń klimatologicznych.
Średnie wartości szerokości geograficznej składników bilansu cieplnego powierzchni Ziemi dla oceanów, lądu i Ziemi oraz bilansu cieplnego atmosfery podano w tablicach, gdzie wartości członków bilansu cieplnego uznaje się za dodatnie jeśli odpowiadają one przybyciu ciepła. Ponieważ tablice te odnoszą się do warunków średniorocznych, nie uwzględniają w nich terminów charakteryzujących zmiany zawartości ciepła w atmosferze i górnych warstwach litosfery, gdyż dla tych warunków są one bliskie zeru.
Dla Ziemi jako planety wraz z atmosferą schemat bilansu cieplnego przedstawiono na ryc. Jednostka powierzchni zewnętrznej granicy atmosfery otrzymuje strumień promieniowania słonecznego równy średnio około 250 kcal/cm2 w ciągu roku, z czego około 1/3 jest odbijana w przestrzeń, a 167 kcal/cm2 w ciągu roku. roku jest pochłaniana przez Ziemię
Wymiana ciepła spontaniczny, nieodwracalny proces wymiany ciepła w przestrzeni, spowodowany nierównomiernym polem temperaturowym. W ogólnym przypadku przenoszenie ciepła może być również spowodowane niejednorodnością pól innych wielkości fizycznych, na przykład różnicą stężeń (efekt termiczny dyfuzji). Istnieją trzy rodzaje wymiany ciepła: przewodność cieplna, konwekcja i przenikanie ciepła przez promieniowanie (w praktyce przenoszenie ciepła odbywa się zwykle przez wszystkie 3 typy jednocześnie). Wymiana ciepła determinuje lub towarzyszy wielu procesom zachodzącym w przyrodzie (np. Przebiegowi ewolucji gwiazd i planet, procesom meteorologicznym zachodzącym na powierzchni Ziemi itp.). w technologii i życiu codziennym. W wielu przypadkach, na przykład, badając procesy suszenia, chłodzenia wyparnego, dyfuzji, przenikanie ciepła uwzględnia się łącznie z przenikaniem masy. Wymiana ciepła pomiędzy dwoma czynnikami chłodzącymi poprzez oddzielającą je solidną ścianę lub poprzez powierzchnię międzyfazową między nimi nazywana jest przenoszeniem ciepła.
Przewodność cieplna jeden z rodzajów przenoszenia ciepła (energii termicznego ruchu mikrocząstek) z bardziej nagrzanych części ciała do mniej nagrzanych, prowadzący do wyrównania temperatury. W przypadku przewodnictwa cieplnego transfer energii w ciele następuje w wyniku bezpośredniego przeniesienia energii z cząstek (cząsteczek, atomów, elektronów) o wyższej energii do cząstek o niższej energii. Jeżeli względna zmiana temperatury przewodności cieplnej w odległości średniej swobodnej drogi cząstek l jest mała, to podstawowe prawo przewodnictwa cieplnego (prawo Fouriera) jest spełnione: gęstość strumienia ciepła q jest proporcjonalna do gradientu temperatury grad T , czyli (17)
gdzie λ jest współczynnikiem przewodności cieplnej, lub po prostu przewodnością cieplną, nie zależy od gradu T [λ zależy od stanu skupienia substancji (patrz tabela), jej struktury atomowo-molekularnej, temperatury i ciśnienia, składu (w w przypadku mieszaniny lub roztworu).
Znak minus po prawej stronie równania wskazuje, że kierunek przepływu ciepła i gradient temperatury są wzajemnie przeciwne.
Stosunek wartości Q do pola przekroju poprzecznego F nazywany jest właściwym strumieniem ciepła lub obciążeniem cieplnym i jest oznaczony literą q.
(18)
Wartości współczynnika przewodzenia ciepła λ dla niektórych gazów, cieczy i ciał stałych przy ciśnieniu atmosferycznym 760 mm Hg wybrano z tabel.
Przenikanie ciepła. Wymiana ciepła pomiędzy dwoma czynnikami chłodzącymi poprzez oddzielającą je solidną ścianę lub poprzez powierzchnię styku pomiędzy nimi. Przenikanie ciepła obejmuje przenoszenie ciepła z cieplejszego płynu do ściany, przenoszenie ciepła w ścianie, przenoszenie ciepła ze ściany do zimniejszego czynnika ruchomego. Intensywność wymiany ciepła podczas wymiany ciepła charakteryzuje się współczynnikiem przenikania ciepła k, liczbowo równym ilości ciepła przekazywanej przez jednostkę powierzchni ściany w jednostce czasu przy różnicy temperatur między cieczami wynoszącej 1 K; wymiar k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Wartość R, będąca odwrotnością współczynnika przenikania ciepła, nazywana jest całkowitym oporem cieplnym wymiany ciepła. Na przykład R ściany jednowarstwowej
,
gdzie α1 i α2 to współczynniki przenikania ciepła od gorącej cieczy do powierzchni ściany i od powierzchni ściany do zimnej cieczy; δ - grubość ścianki; λ - współczynnik przewodności cieplnej. W większości przypadków spotykanych w praktyce współczynnik przenikania ciepła wyznacza się eksperymentalnie. Uzyskane wyniki przetwarza się w tym przypadku metodami zbliżonymi do teorii
Promieniujący transfer ciepła - Radiacyjne przekazywanie ciepła następuje w wyniku procesów przemiany energii wewnętrznej substancji w energię promieniowania, przenoszenia energii promieniowania i jej absorpcji przez substancję. O przebiegu procesów wymiany ciepła przez promieniowanie decyduje względne położenie w przestrzeni ciał wymieniających ciepło oraz właściwości ośrodka oddzielającego te ciała. Istotna różnica pomiędzy przekazywaniem ciepła przez promieniowanie a innymi rodzajami przekazywania ciepła (przewodzenie ciepła, przenoszenie ciepła konwekcyjnego) polega na tym, że może on zachodzić w przypadku braku ośrodka materialnego oddzielającego powierzchnie wymiany ciepła, gdyż następuje w wyniku propagacji pola elektromagnetycznego promieniowanie.
Energia promieniowania padająca w procesie promienistej wymiany ciepła na powierzchnię ciała nieprzezroczystego i charakteryzująca się wartością padającego strumienia promieniowania Qpad jest częściowo pochłaniana przez ciało, a częściowo odbijana od jego powierzchni (patrz rysunek).
Strumień pochłoniętego promieniowania Qabs wyznaczany jest zależnością:
Qabs = Qpad, (20)
gdzie A jest zdolnością absorpcyjną organizmu. Ze względu na to, że dla nieprzezroczystego ciała
Qpad = Qab + Qotp, (21)
gdzie Qotr jest strumieniem promieniowania odbitego od powierzchni ciała, ta ostatnia wartość jest równa:
Qotr = (1 - A) Qpad, (22)
gdzie 1 - A = R jest współczynnikiem odbicia ciała. Jeśli absorpcja ciała wynosi 1, a zatem jego współczynnik odbicia wynosi 0, to znaczy ciało pochłania całą padającą na nie energię, wówczas nazywa się je ciałem absolutnie czarnym. Każde ciało, którego temperatura jest różna od zera absolutnego, emituje energię na rozgrzanie organizmu. Promieniowanie to nazywane jest promieniowaniem własnym organizmu i charakteryzuje się strumieniem własnego promieniowania Qgeneral. Promieniowanie wewnętrzne na jednostkę powierzchni ciała nazywa się gęstością strumienia promieniowania wewnętrznego lub emisyjnością ciała. Ta ostatnia, zgodnie z prawem promieniowania Stefana-Boltzmanna, jest proporcjonalna do temperatury ciała do czwartej potęgi. Stosunek emisyjności ciała do emisyjności ciała całkowicie czarnego w tej samej temperaturze nazywa się stopniem emisyjności. Dla wszystkich ciał stopień czerni jest mniejszy niż 1. Jeśli dla jakiegoś ciała nie zależy to od długości fali promieniowania, wówczas takie ciało nazywa się szarym. Charakter rozkładu energii promieniowania ciała szarego w różnych długościach fal jest taki sam, jak w przypadku ciała całkowicie czarnego, to znaczy jest opisany prawem promieniowania Plancka. Stopień czerni szarego ciała jest równy jego zdolności absorpcyjnej.
Powierzchnia dowolnego ciała wchodzącego w skład układu emituje strumienie odbitego promieniowania Qotр i własnego promieniowania Qcob; całkowita ilość energii opuszczającej powierzchnię ciała nazywana jest efektywnym strumieniem promieniowania Qeff i jest określona zależnością:
Qeff = Qotr + Qcob. (23)
Część energii pochłoniętej przez ciało powraca do układu w postaci własnego promieniowania, zatem wynik promieniowania cieplnego można przedstawić jako różnicę między strumieniami promieniowania własnego i pochłoniętego. Ogrom
Qpez = Qcob – Qabl (24)
nazywa się strumieniem powstałego promieniowania i pokazuje, ile energii ciało otrzymuje lub traci w jednostce czasu w wyniku wymiany ciepła przez promieniowanie. Powstały strumień promieniowania można również wyrazić w postaci
Qpez = Qeff – Qpad, (25)
to znaczy jako różnica między całkowitym wydatkiem a całkowitym przybyciem energii promienistej na powierzchnię ciała. Dlatego biorąc to pod uwagę
Qpad = (Qcob – Qpe) / A, (26)
otrzymujemy wyrażenie powszechnie stosowane w obliczeniach przenikania ciepła przez promieniowanie:
Zadanie obliczenia przenikania ciepła przez promieniowanie polega z reguły na znalezieniu wynikowych strumieni promieniowania na wszystkich powierzchniach wchodzących w skład danego układu, jeśli znane są temperatury i właściwości optyczne wszystkich tych powierzchni. Aby rozwiązać ten problem, oprócz ostatniej zależności, konieczne jest wyjaśnienie zależności pomiędzy strumieniem Qpad na danej powierzchni a strumieniami Qeff na wszystkich powierzchniach wchodzących w skład systemu wymiany ciepła promienistego. Aby znaleźć tę zależność, stosuje się koncepcję średniego współczynnika promieniowania kątowego, który pokazuje, jaka część promieniowania półkulistego (czyli emitowanego we wszystkich kierunkach w obrębie półkuli) określonej powierzchni objętej systemem wymiany ciepła promienistego przypada na tę powierzchnię. Zatem strumień Qpad na dowolnych powierzchniach wchodzących w skład układu wymiany ciepła przez promieniowanie wyznacza się jako sumę iloczynów Qeff wszystkich powierzchni (w tym tej, jeśli jest wklęsła) i odpowiadających im współczynników promieniowania kątowego.
Promieniowe przenoszenie ciepła odgrywa znaczącą rolę w procesach wymiany ciepła zachodzących w temperaturach około 1000 °C i wyższych. Znajduje szerokie zastosowanie w różnych dziedzinach techniki: metalurgii, energetyce cieplnej, energetyce jądrowej, rakietach, technologii chemicznej, technologii suszenia, technologii słonecznej.
Pochłaniając energię promieniowania Słońca, sama Ziemia staje się źródłem promieniowania. Jednakże promieniowanie Słońca i promieniowanie Ziemi znacznie się od siebie różnią. Bezpośrednie, rozproszone i odbite promieniowanie Słońca ma długość fali w zakresie od 0,17 do 2-4 mk, i nazywa się krótkofalówka promieniowanie. Ogrzana powierzchnia ziemi, zgodnie ze swoją temperaturą, emituje promieniowanie głównie w zakresie długości fal od 2-4 do 40 mk i nazywa się Długa fala. Ogólnie rzecz biorąc, zarówno promieniowanie słoneczne, jak i promieniowanie ziemskie mają fale o wszystkich długościach fal. Jednak większość energii (99,9%) leży w określonym zakresie długości fal. Różnica w długościach fal promieniowania Słońca i Ziemi odgrywa dużą rolę w reżimie termicznym powierzchni Ziemi.
W ten sposób ogrzewana promieniami Słońca nasza planeta sama staje się źródłem promieniowania. Promienie długofalowe, czyli cieplne, emitowane przez powierzchnię ziemi, skierowane od dołu do góry, w zależności od długości fali, albo przechodzą bez przeszkód przez atmosferę, albo są przez nią opóźniane. Ustalono, że promieniowanie fal o długości 9-12 mk swobodnie przechodzi w przestrzeń międzygwiazdową, w wyniku czego powierzchnia Ziemi traci część swojego ciepła.
Aby rozwiązać problem bilansu cieplnego powierzchni Ziemi i atmosfery, konieczne było określenie, ile energii słonecznej dociera do różnych regionów Ziemi i jaka część tej energii jest przekształcana na inne rodzaje.
Próby obliczenia ilości energii słonecznej docierającej do powierzchni ziemi plasują się pośrodku XIXwieku, po stworzeniu pierwszych przyrządów aktynometrycznych. Jednak dopiero w latach 40 XXXX wieku rozpoczął się szeroki rozwój problematyki badania bilansu cieplnego. Sprzyjał temu powszechny rozwój sieci stacji aktynometrycznych w latach powojennych, zwłaszcza w okresie przygotowań do Międzynarodowego Roku Geofizycznego. W samym ZSRR na początku IGY liczba stacji aktynometrycznych osiągnęła 200. Jednocześnie znacznie wzrosła liczba obserwacji na tych stacjach. Oprócz pomiaru krótkofalowego promieniowania Słońca wyznaczono bilans promieniowania powierzchni Ziemi, czyli różnicę pomiędzy pochłoniętym promieniowaniem krótkofalowym a efektywnym promieniowaniem długofalowym powierzchni pod spodem. Na szeregu stacji aktynometrycznych prowadzono obserwacje temperatury i wilgotności powietrza na wysokościach. Umożliwiło to obliczenie kosztów ciepła dla parowania i turbulentnego przenoszenia ciepła.
Oprócz systematycznych obserwacji aktynometrycznych prowadzonych w sieci naziemnych stacji aktynometrycznych według tego samego typu programu, w ostatnich latach prowadzono prace eksperymentalne mające na celu badanie strumieni promieniowania w wolnej atmosferze. W tym celu na szeregu stacji za pomocą specjalnych radiosond prowadzone są systematyczne pomiary bilansu promieniowania długofalowego na różnych wysokościach w troposferze. Obserwacje te, a także dane dotyczące strumieni promieniowania w wolnej atmosferze, uzyskane przy użyciu balonów swobodnych, samolotów, rakiet geofizycznych i sztucznych satelitów Ziemi, umożliwiły zbadanie reżimu składników bilansu cieplnego.
Wykorzystując materiały z badań eksperymentalnych i szeroko stosując metody obliczeniowe, pracownicy Głównego Obserwatorium Geofizycznego nazwali im. A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya. Vinnikov i inni pod przewodnictwem M. I. Budyki na początku lat 50. po raz pierwszy skonstruowali serię map składników bilansu cieplnego dla całego globu. Ta seria map została opublikowana po raz pierwszy w 1955 roku. Opublikowany Atlas zawierał mapy całkowitego rozkładu promieniowania słonecznego, bilansu promieniowania, strat ciepła na skutek parowania i turbulentnego przepływu ciepła średnio dla każdego miesiąca i roku. W kolejnych latach, w związku z otrzymaniem nowych danych, zwłaszcza dla okresu IGY, doprecyzowano dane dotyczące składników bilansu cieplnego i skonstruowano nową serię map, które ukazały się w 1963 roku.
Bilans cieplny powierzchni Ziemi i atmosfery, uwzględniający dopływ i oddawanie ciepła do układu Ziemia-atmosfera, odzwierciedla prawo zachowania energii. Aby ułożyć równanie bilansu cieplnego Ziemia-atmosfera, należy uwzględnić całe ciepło - otrzymane i zużyte - z jednej strony przez całą Ziemię wraz z atmosferą, a z drugiej przez powierzchnię Ziemi pod spodem ( wraz z hydrosferą i litosferą) oraz atmosferą. Pochłaniając energię promieniowania Słońca, powierzchnia Ziemi traci część tej energii w wyniku promieniowania. Pozostała część jest przeznaczona na ogrzanie tej powierzchni i dolnych warstw atmosfery oraz na odparowanie. Ogrzewaniu podłoża towarzyszy przenikanie ciepła do gleby, a jeśli gleba jest wilgotna, wówczas jednocześnie ciepło jest tracone na odparowanie wilgoci z gleby.
Zatem bilans cieplny Ziemi jako całości składa się z czterech składników.
Bilans promieniowania ( R). Jest ono określane na podstawie różnicy pomiędzy ilością pochłoniętego promieniowania krótkofalowego ze Słońca a efektywnym promieniowaniem długofalowym.
Wymiana ciepła w glebie, charakteryzująca proces wymiany ciepła pomiędzy powierzchniowymi i głębszymi warstwami gleby (A). Ta wymiana ciepła zależy od pojemności cieplnej i przewodności cieplnej gleby.
Turbulentna wymiana ciepła pomiędzy powierzchnią Ziemi a powierzchnią Ziemi atmosfera (R). Jest ona określana na podstawie ilości ciepła, które powierzchnia znajdująca się pod spodem otrzymuje lub uwalnia do atmosfery, w zależności od zależności pomiędzy temperaturą powierzchni znajdującej się pod spodem a atmosferą.
Ciepło wydane na parowanie( LE). Jest ona określana na podstawie iloczynu utajonego ciepła parowania ( L) do odparowania (E).
Te składniki bilansu cieplnego są ze sobą powiązane zależnością:
R= A+ P+ LE
Obliczenia składników bilansu cieplnego pozwalają określić, w jaki sposób dopływająca energia słoneczna jest przetwarzana na powierzchni ziemi i w atmosferze. Na średnich i wysokich szerokościach geograficznych dopływ promieniowania słonecznego jest dodatni w lecie i ujemny w zimie. Według obliczeń na południe od 39° N. w. Bilans energii promieniowania jest dodatni przez cały rok. Na europejskim terytorium ZSRR, na wysokości około 50°, bilans jest dodatni od marca do listopada i ujemny w ciągu trzech zimowych miesięcy. Na 80° szerokości geograficznej dodatni bilans promieniowania obserwuje się jedynie w okresie maj – sierpień.
Zgodnie z obliczeniami bilansu cieplnego Ziemi całkowite promieniowanie słoneczne pochłonięte przez całą powierzchnię Ziemi stanowi 43% promieniowania słonecznego docierającego do zewnętrznej granicy atmosfery. Efektywne promieniowanie z powierzchni ziemi wynosi 15% tej wartości, bilans promieniowania – 28%, straty ciepła na parowanie – 23% i turbulentne przekazywanie ciepła – 5%.
Rozważmy teraz wybrane wyniki obliczeń składników bilansu cieplnego układu Ziemia-atmosfera. Oto cztery mapy: promieniowania całkowitego w ciągu roku, bilansu radiacyjnego, zużycia ciepła na parowanie i zużycia ciepła na ogrzanie powietrza w drodze turbulentnej wymiany ciepła, zapożyczone z Atlasu Bilansu Cieplnego Świata (pod red. M. I. Budyko). Z mapy pokazanej na ryc. 10 wynika, że najwyższe roczne wartości całkowitego promieniowania występują w suchych strefach Ziemi. W szczególności na Saharze i pustyniach arabskich całkowite promieniowanie rocznie przekracza 200 kcal/cm2, a na dużych szerokościach geograficznych obu półkul nie przekracza 60-80kcal/cm2.
Rycina 11 przedstawia mapę bilansu promieniowania. Łatwo zauważyć, że na wysokich i średnich szerokościach geograficznych bilans promieniowania wzrasta w stronę niskich szerokości geograficznych, co wiąże się ze wzrostem promieniowania całkowitego i pochłoniętego. Warto zauważyć, że w przeciwieństwie do izolinii promieniowania całkowitego, izolinie bilansu promieniowania ulegają załamaniu podczas przemieszczania się z oceanów na kontynenty, co wynika z różnicy albedo i promieniowania efektywnego. Te ostatnie są mniejsze w stosunku do powierzchni wody, dlatego bilans promieniowania oceanów przewyższa bilans promieniowania kontynentów.
Najmniejsze kwoty roczne (około 60 kcal/cm2) charakterystyczna dla obszarów, na których dominuje zachmurzenie, a także na terenach suchych, gdzie wysokie wartości albedo i efektywne promieniowanie zmniejszają bilans promieniowania. Największe roczne ilości bilansu promieniowania (80-90 kcal/cm2) są typowe dla nisko zachmurzonych, ale stosunkowo wilgotnych lasów tropikalnych i sawann, gdzie dopływ promieniowania, choć znaczny, jest większy, ale albedo i promieniowanie efektywne są większe niż w pustynnych obszarach Ziemi.
Rozkład rocznych wartości parowania przedstawiono na rysunku 12. Zużycie ciepła na parowanie jest równe iloczynowi wartości parowania i utajonego ciepła parowania (LE), zależy głównie od ilości parowania, ponieważ utajone ciepło parowania w warunkach naturalnych waha się w małych granicach i wynosi średnio 600 kał na gram odparowanej wody.
Jak wynika z powyższego rysunku, parowanie z lądu zależy głównie od rezerw ciepła i wilgoci. Dlatego też maksymalne roczne ilości parowania z powierzchni ziemi (do 1000, mm) mają miejsce w tropikalnych szerokościach geograficznych, gdzie występują znaczne temperatury
zasoby są połączone z większym nawodnieniem. Jednakże oceany są najważniejszym źródłem parowania. Jego maksymalne wartości sięgają tutaj 2500-3000 mm. W tym przypadku największe parowanie występuje na obszarach o stosunkowo wysokich temperaturach wód powierzchniowych, w szczególności w strefach ciepłych prądów (Prąd Zatokowy, Kuro-Sivo itp.). Przeciwnie, w strefach zimnych prądów wartości parowania są małe. Na średnich szerokościach geograficznych występuje roczny cykl parowania. Ponadto, w przeciwieństwie do lądu, maksymalne parowanie w oceanach obserwuje się w zimnych porach roku, kiedy duże pionowe gradienty wilgotności powietrza łączą się ze zwiększoną prędkością wiatru.
Turbulentna wymiana ciepła pomiędzy powierzchnią znajdującą się pod spodem a atmosferą zależy od warunków promieniowania i wilgoci. Dlatego też największy turbulentny przepływ ciepła występuje na tych obszarach lądu, gdzie duży napływ promieniowania łączy się z suchym powietrzem. Jak widać z mapy rocznych wartości turbulentnej wymiany ciepła (ryc. 13) są to strefy pustynne, gdzie jego wartość sięga 60 kcal/cm2. Wielkość turbulentnej wymiany ciepła jest niewielka na dużych szerokościach geograficznych obu półkul, a także w oceanach. Maksymalne wartości roczne można znaleźć w strefie ciepłych prądów morskich (ponad 30 kcal/cm 2 rok), gdzie powstają duże różnice temperatur pomiędzy wodą i powietrzem. Dlatego największy transfer ciepła z oceanów następuje w zimnej części roku.
Bilans cieplny atmosfery zależy od absorpcji promieniowania krótkofalowego i korpuskularnego ze Słońca, promieniowania długofalowego, promienistej i turbulentnej wymiany ciepła, adwekcji ciepła, procesów adiabatycznych itp. Dane dotyczące przybycia i zużycia ciepła słonecznego służą meteorologom do wyjaśnienia złożonego obiegu atmosfery i hydrosfery, obiegu ciepła i wilgoci oraz wielu innych procesów i zjawisk zachodzących w skorupach powietrznych i wodnych Ziemi.
- Źródło-
Poghosyan, Kh.P. Atmosfera Ziemi / H.P. Pogosjan [i inni]. – M.: Edukacja, 1970. – 318 s.
Wyświetlenia postów: 1223
