Bilans cieplny powierzchni ziemi i układu ziemia-troposfera. Bilans promieniowania i ciepła Zobacz, jaki jest „bilans ciepła powierzchni ziemi” w innych słownikach

Atmosfera, podobnie jak powierzchnia ziemi, prawie całe swoje ciepło otrzymuje od słońca. Inne źródła ogrzewania to ciepło pochodzące z trzewi Ziemi, ale jest to tylko ułamek procenta całkowitej ilości ciepła.

Chociaż promieniowanie słoneczne jest jedynym źródłem ciepła dla powierzchni ziemi, reżim termiczny powłoki geograficznej jest nie tylko konsekwencją bilansu promieniowania. Ciepło słoneczne jest przetwarzane i redystrybuowane pod wpływem czynników lądowych, a przede wszystkim przekształcane przez prądy powietrzne i oceaniczne. Te z kolei wynikają z nierównomiernego rozkładu promieniowania słonecznego na szerokościach geograficznych. Jest to jeden z najwyraźniejszych przykładów bliskiego globalnego połączenia i interakcji różnych składników w przyrodzie.

Dla żywej natury Ziemi istotna jest redystrybucja ciepła między różnymi szerokościami geograficznymi, a także między oceanami i kontynentami. Dzięki temu procesowi na powierzchni Ziemi zachodzi bardzo złożona przestrzenna redystrybucja ciepła zgodnie z nadrzędnymi kierunkami ruchu prądów powietrznych i oceanicznych. Jednak całkowity transfer ciepła jest z reguły kierowany z niskich szerokości geograficznych na wysokie szerokości geograficzne iz oceanów na kontynenty.

Rozprowadzanie ciepła w atmosferze odbywa się poprzez konwekcję, przewodzenie ciepła i promieniowanie. Konwekcja termiczna objawia się wszędzie na planecie, wiatry, wznoszące się i opadające prądy powietrza są wszechobecne. Konwekcja jest szczególnie wyraźna w tropikach.

Przewodność cieplna, czyli przenoszenie ciepła podczas bezpośredniego kontaktu atmosfery z ciepłą lub zimną powierzchnią ziemi, ma stosunkowo niewielkie znaczenie, ponieważ powietrze jest słabym przewodnikiem ciepła. Ta właściwość znalazła szerokie zastosowanie w produkcji ram okiennych z podwójnymi szybami.

Dopływy i odpływy ciepła w niższych warstwach atmosfery nie są takie same na różnych szerokościach geograficznych. na północ od 38°N cii. więcej ciepła jest emitowane niż pochłaniane. Straty te są kompensowane przez ciepłe prądy oceaniczne i powietrzne skierowane na umiarkowane szerokości geograficzne.

Proces odbioru i wydatkowania energii słonecznej, ogrzewania i chłodzenia całego układu atmosfery ziemskiej charakteryzuje się bilansem cieplnym. Jeżeli przyjmiemy roczny dopływ energii słonecznej do górnej granicy atmosfery jako 100%, to bilans energii słonecznej będzie wyglądał następująco: 42% odbija się od Ziemi i wraca w przestrzeń kosmiczną (wartość ta charakteryzuje albedo), z czego 38% odbija się od atmosfery, a 4% od powierzchni ziemi. Pozostała część (58%) pochłaniana jest: 14% przez atmosferę i 44% przez powierzchnię ziemi. Ogrzana powierzchnia Ziemi oddaje całą pochłoniętą przez nią energię. Jednocześnie promieniowanie energii przez powierzchnię ziemi wynosi 20%, 24% zużywa się na ogrzewanie powietrza i odparowanie wilgoci (5,6% na ogrzewanie powietrza i 18,4% na odparowanie wilgoci).

Taka ogólna charakterystyka bilansu cieplnego globu jako całości. W rzeczywistości dla różnych pasów równoleżnikowych dla różnych powierzchni bilans cieplny będzie daleki od tego samego. Tak więc bilans cieplny dowolnego terytorium zostaje zaburzony o wschodzie i zachodzie słońca, kiedy zmieniają się pory roku w zależności od warunków atmosferycznych (zachmurzenie, wilgotność powietrza i zawartość w nim pyłu), charakteru powierzchni (woda lub ziemia, las lub cebula, pokrywy śnieżnej lub gołej ziemi). ), wysokość nad poziomem morza. Większość ciepła jest emitowana w nocy, zimą oraz przez rozrzedzone, czyste i suche powietrze na dużych wysokościach. Ale w końcu straty spowodowane promieniowaniem są kompensowane przez ciepło pochodzące ze Słońca, a stan równowagi dynamicznej panuje na całej Ziemi, w przeciwnym razie ocieplałaby się lub odwrotnie, ochładzała.

Temperatura powietrza

Ogrzewanie atmosfery odbywa się w dość skomplikowany sposób. Krótkie fale światła słonecznego, od widzialnej czerwieni do ultrafioletu, są przekształcane na powierzchni Ziemi w dłuższe fale ciepła, które później, emitowane z powierzchni Ziemi, ogrzewają atmosferę. Dolne warstwy atmosfery nagrzewają się szybciej niż górne, co tłumaczy się wskazanym promieniowaniem cieplnym powierzchni ziemi oraz faktem, że mają one dużą gęstość i są nasycone parą wodną.

Cechą charakterystyczną pionowego rozkładu temperatury w troposferze jest jej spadek wraz z wysokością. Średni pionowy gradient temperatury, czyli średni spadek liczony na 100 m wysokości, wynosi 0,6°C. Ochładzaniu wilgotnego powietrza towarzyszy kondensacja wilgoci. W tym przypadku uwalniana jest pewna ilość ciepła, która została wydana na tworzenie pary. Dlatego, gdy wilgotne powietrze unosi się, ochładza się prawie dwa razy wolniej niż suche powietrze. Współczynnik geotermalny suchego powietrza w troposferze wynosi średnio 1°C.

Powietrze unoszące się znad ogrzanej powierzchni lądu i zbiorników wodnych wchodzi do strefy niskiego ciśnienia. To pozwala mu się rozszerzać, aw związku z tym pewna ilość energii cieplnej jest zamieniana na energię kinetyczną. W wyniku tego procesu powietrze zostaje schłodzone. Jeśli jednocześnie nigdzie nie odbiera ciepła i nigdzie go nie oddaje, to cały opisany proces nazywamy chłodzeniem adiabatycznym, czyli dynamicznym. I odwrotnie, powietrze opada, wchodzi w strefę wysokiego ciśnienia, jest skraplane przez otaczające je powietrze, a energia mechaniczna jest zamieniana na energię cieplną. Z tego powodu powietrze nagrzewa się adiabatycznie, średnio o 1°C na każde 100 m osiadania.

Czasami temperatura wzrasta wraz z wysokością. Zjawisko to nazywa się inwersją. Przyczyny u "manifestacji są różne: promieniowanie Ziemi nad pokrywami lodowymi, przejście silnych prądów ciepłego powietrza nad zimną powierzchnią. Inwersje są szczególnie charakterystyczne dla regionów górskich: ciężkie zimne powietrze napływa do zagłębień górskich i tam zatrzymuje się, wypychanie lżejszego ciepłego powietrza w górę.

Dobowe i roczne zmiany temperatury powietrza odzwierciedlają stan termiczny powierzchni. W powierzchniowej warstwie powietrza maksimum dobowe ustala się na godzinę 14-15, a minimum obserwuje się po wschodzie słońca. Największa amplituda dobowa występuje w szerokościach subtropikalnych (30°C), najmniejsza w polarnych (5°C). Roczny przebieg temperatury zależy od szerokości geograficznej, charakteru podłoża, wysokości miejsca nad poziomem oceanu, ukształtowania terenu i odległości od oceanu.

Ujawniono pewne prawidłowości geograficzne w rozkładzie rocznych temperatur na powierzchni ziemi.

1. Na obu półkulach średnie temperatury maleją w kierunku biegunów. Jednak 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 tu większy obszar niż na równiku geograficznym.

2. Od równika na północ i południe temperatury zmieniają się nierównomiernie. Pomiędzy równikiem a 25 równoleżnikiem spadek temperatury jest bardzo powolny - mniej niż dwa stopnie na każde dziesięć stopni szerokości geograficznej. Między 25° a 80° szerokości geograficznej na obu półkulach temperatury spadają bardzo szybko. W niektórych miejscach spadek ten przekracza 10°C. Dalej w kierunku biegunów tempo spadku temperatury ponownie maleje.

3. Średnie roczne temperatury wszystkich równoleżników na półkuli południowej są niższe niż temperatury odpowiadających im równoleżników na półkuli północnej. Średnia temperatura powietrza na przeważnie „kontynentalnej” półkuli północnej wynosi +8,6 ° С w styczniu, +22,4 ° С w lipcu; na południowej półkuli „oceanicznej” średnia temperatura w lipcu wynosi +11,3 ° C, w styczniu - +17,5 ° C. Roczna amplituda wahań temperatury powietrza na półkuli północnej jest dwukrotnie większa ze względu na specyfikę rozmieszczenia na lądzie i morzu na odpowiednich szerokościach geograficznych oraz wpływ oziębienia potężnej lodowej kopuły Antarktydy na klimat półkuli południowej.

Mapy izoterm zapewniają ważną charakterystykę rozkładu temperatur powietrza na Ziemi. Tak więc na podstawie analizy rozkładu izoterm lipcowych na powierzchni ziemi można sformułować następujące główne wnioski.

1. W regionach pozatropikalnych obu półkul izotermy nad kontynentami wyginają się na północ w stosunku do ich położenia w oknach. Na półkuli północnej wynika to z faktu, że ziemia nagrzewa się bardziej niż morze, a na południu - odwrotnie: w tym czasie ziemia jest zimniejsza niż morze.

2. Nad oceanami lipcowe izotermy odzwierciedlają wpływ prądów temperaturowych zimnego powietrza. Jest to szczególnie zauważalne wzdłuż zachodnich wybrzeży Ameryki Północnej i Afryki, które są obmywane przez zimną korespondencję prądów oceanicznych z Kalifornii i Wysp Kanaryjskich. Na półkuli południowej izotermy zakrzywiają się w kierunku przeciwnym do północnego – również pod wpływem zimnych prądów.

3. Najwyższe średnie temperatury w lipcu obserwuje się na pustyniach położonych na północ od równika. W tym czasie jest szczególnie gorąco w Kalifornii, na Saharze, w Arabii, Iranie i we wnętrzu Azji.

Rozkład izoterm styczniowych ma również swoją własną charakterystykę.

1. Zakręty izoterm nad oceanami na północy i nad lądem na południu stają się jeszcze bardziej widoczne, bardziej kontrastowe. Jest to najbardziej widoczne na półkuli północnej. Silne wygięcia izoterm w kierunku bieguna północnego odzwierciedlają wzrost roli termicznej prądów oceanicznych Prądu Zatokowego w Oceanie Atlantyckim i Kuro-Sio w Oceanie Spokojnym.

2. W regionach pozatropikalnych obu półkul izotermy nad kontynentami są wyraźnie zakrzywione w kierunku południowym. Wynika to z faktu, że na półkuli północnej ląd jest zimniejszy, a na półkuli południowej jest cieplejszy niż morze.

3. Najwyższe średnie temperatury w styczniu występują na pustyniach strefy tropikalnej półkuli południowej.

4. Obszarami największego ochłodzenia na planecie w styczniu, podobnie jak w lipcu, są Antarktyda i Grenlandia.

Ogólnie można stwierdzić, że izotermy półkuli południowej we wszystkich porach roku mają bardziej prostoliniowy (równoleżnikowy) rozkład uderzeń. Brak istotnych anomalii w przebiegu izoterm tłumaczy się tu znaczną przewagą lustra wody nad lądem. Analiza przebiegu izoterm wskazuje na ścisłą zależność temperatur nie tylko od wielkości promieniowania słonecznego, ale także od redystrybucji ciepła przez prądy oceaniczne i powietrzne.

Pojęcie pola termobarycznego Ziemi

Sezonowe wahania bilansu radiacyjnego

Sezonowe wahania reżimu promieniowania Ziemi jako całości odpowiadają zmianom napromieniowania półkuli północnej i południowej podczas corocznego obrotu Ziemi wokół Słońca.

W strefie równikowej nie ma sezonowych wahań ciepła słonecznego: zarówno w grudniu jak iw lipcu bilans promieniowania wynosi 6-8 kcal/cm 2 na lądzie i 10-12 kcal/cm 2 na morzu miesięcznie.

W strefach tropikalnych wahania sezonowe są już dość wyraźnie wyrażone. Na półkuli północnej – w Afryce Północnej, Azji Południowej i Ameryce Środkowej – w grudniu bilans promieniowania wynosi 2-4 kcal/cm 2, aw czerwcu 6-8 kcal/cm 2 miesięcznie. Ten sam obraz obserwuje się na półkuli południowej: bilans promieniowania jest wyższy w grudniu (lato), niższy w czerwcu (zima).

W całej strefie umiarkowanej w grudniu na północ od strefy podzwrotnikowej (linia równowagi zerowej przechodzi przez Francję, Azję Środkową i wyspę Hokkaido) saldo jest ujemne. W czerwcu, nawet w okolicach koła podbiegunowego, bilans promieniowania wynosi 8 kcal/cm2 miesięcznie. Największa amplituda bilansu promieniowania jest charakterystyczna dla kontynentalnej półkuli północnej.

Reżim termiczny troposfery determinowany jest zarówno przez napływ ciepła słonecznego, jak i dynamikę mas powietrza, które przeprowadzają adwekcję ciepła i zimna. Z drugiej strony sam ruch powietrza jest spowodowany gradientem temperatury (spadek temperatury na jednostkę odległości) między szerokościami geograficznymi równikowymi i polarnymi oraz między oceanami i kontynentami. W wyniku tych złożonych procesów dynamicznych powstało pole termobaryczne Ziemi. Oba jego elementy - temperatura i ciśnienie - są ze sobą tak powiązane, że w geografii zwyczajowo mówi się o jednym polu termobarycznym Ziemi.

Ciepło odbierane przez powierzchnię ziemi jest przetwarzane i redystrybuowane przez atmosferę i hydrosferę. Ciepło zużywane jest głównie na parowanie, turbulentną wymianę ciepła oraz redystrybucję ciepła między lądem a oceanem.

Najwięcej ciepła zużywa się na parowanie wody z oceanów i kontynentów. W tropikalnych szerokościach geograficznych oceanów parowanie pochłania rocznie około 100-120 kcal/cm 2 , a w obszarach wodnych o ciepłych prądach do 140 kcal/cm 2 rocznie, co odpowiada odparowaniu warstwy wody o grubości 2 m . W pasie równikowym na parowanie zużywa się znacznie mniej energii, czyli około 60 kcal / cm 2 rocznie; odpowiada to odparowaniu jednometrowej warstwy wody.

Na kontynentach maksymalne zużycie ciepła do parowania występuje w strefie równikowej z jej wilgotnym klimatem. W tropikalnych szerokościach geograficznych lądu występują pustynie o znikomym parowaniu. W umiarkowanych szerokościach geograficznych koszt ciepła do odparowania w oceanach jest 2,5 razy większy niż na lądzie. Powierzchnia oceanu pochłania od 55 do 97% całego padającego na nią promieniowania. Na całej planecie 80% promieniowania słonecznego zużywane jest na parowanie, a około 20% na turbulentny transfer ciepła.

Ciepło wydatkowane na odparowanie wody jest oddawane do atmosfery podczas skraplania pary wodnej w postaci utajonego ciepła parowania. Proces ten odgrywa główną rolę w ogrzewaniu powietrza i ruchu mas powietrza.

Maksymalna ilość ciepła dla całej troposfery z kondensacji pary wodnej jest odbierana przez równikowe szerokości geograficzne - około 100-140 kcal / cm 2 rocznie. Jest to spowodowane napływem ogromnej ilości wilgoci przynoszonej tu przez pasaty znad wód tropikalnych oraz wznoszeniem się powietrza nad równikiem. W suchych tropikalnych szerokościach geograficznych ilość utajonego ciepła parowania jest naturalnie pomijalna: mniej niż 10 kcal/cm2 rocznie na pustyniach kontynentalnych i około 20 kcal/cm2 rocznie nad oceanami. Woda odgrywa decydującą rolę w termicznym i dynamicznym reżimie atmosfery.

Ciepło promieniowania dostaje się również do atmosfery poprzez turbulentną wymianę ciepła z powietrzem. Powietrze jest słabym przewodnikiem ciepła, dlatego cząsteczkowe przewodnictwo cieplne może zapewnić ogrzanie tylko nieznacznej (kilkumetrowej) dolnej warstwy atmosfery. Troposfera jest ogrzewana przez turbulentne, strumieniowe, wirowe mieszanie: powietrze dolnej warstwy przylegającej do ziemi nagrzewa się, unosi w strumieniach, a górne zimne powietrze opada na swoje miejsce, które również się nagrzewa. W ten sposób ciepło jest szybko przenoszone z gleby do powietrza, z jednej warstwy do drugiej.

Turbulentny przepływ ciepła jest większy na kontynentach, a mniejszy na oceanach. Maksymalną wartość osiąga na pustyniach tropikalnych, do 60 kcal/cm2 rocznie, w strefie równikowej i subtropikalnej spada do 30-20 kcal/cm2, aw umiarkowanych - 20-10 kcal/cm2 rocznie. Na większym obszarze oceanów woda oddaje do atmosfery około 5 kcal/cm2 rocznie, a tylko w subpolarnych szerokościach geograficznych powietrze znad Prądu Zatokowego i Kuroshivo odbiera ciepło do 20-30 kcal/cm2 rocznie.

W przeciwieństwie do utajonego ciepła parowania, przepływ turbulentny jest słabo zatrzymywany przez atmosferę. Nad pustyniami jest przenoszony w górę i rozprasza się, dlatego strefy pustynne działają jako obszary ochładzania atmosfery.

Reżim termiczny kontynentów jest inny ze względu na ich położenie geograficzne. Koszt ciepła do odparowania na kontynentach północnych zależy od ich położenia w strefie umiarkowanej; w Afryce i Australii - suchość ich dużych obszarów. We wszystkich oceanach ogromna część ciepła jest zużywana na parowanie. Następnie część tego ciepła jest przekazywana na kontynenty i izoluje klimat wysokich szerokości geograficznych.

Analiza wymiany ciepła pomiędzy powierzchnią kontynentów i oceanów pozwala na wyciągnięcie następujących wniosków:

1. Na równikowych szerokościach geograficznych obu półkul atmosfera otrzymuje ciepło z ogrzanych oceanów do 40 kcal/cm 2 rocznie.

2. Prawie żadne ciepło nie przedostaje się do atmosfery z kontynentalnych pustyń tropikalnych.

3. Linia zerowej równowagi przechodzi przez strefę podzwrotnikową, w pobliżu 40 0 ​​​​szerokości geograficznej.

4. W umiarkowanych szerokościach geograficznych zużycie ciepła przez promieniowanie jest większe niż promieniowanie pochłonięte; oznacza to, że klimatyczna temperatura powietrza w umiarkowanych szerokościach geograficznych jest określana nie przez energię słoneczną, ale przez ciepło adwekcyjne (przynoszone z niskich szerokości geograficznych).

5. Bilans radiacyjny Ziemia-Atmosfera jest niesymetryczny względem płaszczyzny równika: na polarnych szerokościach geograficznych półkuli północnej wynosi 60, a na odpowiadających im szerokościach południowych tylko 20 kcal/cm 2 rocznie; ciepło jest przenoszone na półkulę północną intensywniej niż na południową, około 3 razy. Równowaga układu Ziemia-atmosfera określa temperaturę powietrza.

8.16 Ogrzewanie i chłodzenie atmosfery w procesie interakcji układu „ocean-atmosfera-kontynent”

Absorpcja promieni słonecznych przez powietrze daje nie więcej niż 0,1 0 C ciepła do dolnej kilometrowej warstwy troposfery. Do atmosfery dociera nie więcej niż 1/3 ciepła bezpośrednio ze Słońca, a 2/3 pochłania z powierzchni ziemi, a przede wszystkim z hydrosfery, która przekazuje jej ciepło poprzez parę wodną odparowaną z powierzchni Ziemi. skorupa wodna.

Promienie słoneczne, które przeszły przez gazową otoczkę planety, spotykają się z wodą w większości miejsc na powierzchni ziemi: na oceanach, w zbiornikach wodnych i bagnach lądowych, w wilgotnej glebie iw listowiu roślin. Energia cieplna promieniowania słonecznego jest zużywana głównie na parowanie. Ilość ciepła wydatkowana na jednostkę parującej wody nazywana jest utajonym ciepłem parowania. Kiedy para skrapla się, ciepło parowania dostaje się do powietrza i ogrzewa je.

Asymilacja ciepła słonecznego przez zbiorniki wodne różni się od ogrzewania lądu. Pojemność cieplna wody jest około 2 razy większa niż gleby. Przy tej samej ilości ciepła woda nagrzewa się dwa razy słabiej niż gleba. Podczas chłodzenia proporcje są odwrotne. Jeśli masa zimnego powietrza wnika w ciepłą powierzchnię oceanu, ciepło wnika w warstwę do 5 km. Ogrzewanie troposfery jest spowodowane utajonym ciepłem parowania.

Turbulentne mieszanie powietrza (losowe, nierównomierne, chaotyczne) tworzy prądy konwekcyjne, których intensywność i kierunek zależą od ukształtowania terenu i planetarnej cyrkulacji mas powietrza.

Pojęcie procesu adiabatycznego. Ważną rolę w reżimie termicznym powietrza odgrywa proces adiabatyczny.

Pojęcie procesu adiabatycznego. Najważniejszą rolę w reżimie termicznym atmosfery odgrywa proces adiabatyczny. Ogrzewanie i chłodzenie adiabatyczne powietrza odbywa się w tej samej masie, bez wymiany ciepła z innymi ośrodkami.

Kiedy powietrze schodzi z górnych lub środkowych warstw troposfery lub wzdłuż zboczy gór, wchodzi w gęstsze warstwy z rozrzedzonych warstw, cząsteczki gazu zbliżają się do siebie, ich zderzenia nasilają się, a energia kinetyczna ruchu cząsteczek powietrza zamienia się w ciepło . Powietrze jest ogrzewane bez odbierania ciepła ani z innych mas powietrza, ani z powierzchni ziemi. Ogrzewanie adiabatyczne występuje na przykład w strefie tropikalnej, nad pustyniami i nad oceanami na tych samych szerokościach geograficznych. Adiabatycznemu nagrzewaniu powietrza towarzyszy jego osuszanie (co jest główną przyczyną powstawania pustyń w strefie tropikalnej).

W prądach wznoszących powietrze ochładza się adiabatycznie. Z gęstej dolnej troposfery wznosi się do rozrzedzonej środkowej i górnej troposfery. Jednocześnie zmniejsza się jego gęstość, cząsteczki oddalają się od siebie, zderzają się rzadziej, energia cieplna odbierana przez powietrze z ogrzanej powierzchni zamienia się w energię kinetyczną, jest wydawana na pracę mechaniczną w celu rozprężenia gazu. Wyjaśnia to ochładzanie powietrza podczas jego unoszenia się.

Suche powietrze ochładza się adiabatycznie o 1 0 C na 100 m wysokości, jest to proces adiabatyczny. Jednak naturalne powietrze zawiera parę wodną, ​​która skrapla się, uwalniając ciepło. Dlatego w rzeczywistości temperatura spada o 0,6 0 C na 100 m (lub 6 0 C na 1 km wysokości). Jest to mokry proces adiabatyczny.

Podczas opuszczania zarówno suche, jak i wilgotne powietrze nagrzewają się jednakowo, ponieważ w tym przypadku nie występuje kondensacja wilgoci, a utajone ciepło parowania nie jest uwalniane.

Najwyraźniej typowe cechy reżimu termicznego lądów przejawiają się na pustyniach: duża część promieniowania słonecznego odbija się od ich jasnej powierzchni, ciepło nie jest wydawane na parowanie i idzie na ogrzanie suchych skał. Z nich w ciągu dnia powietrze jest podgrzewane do wysokich temperatur. W suchym powietrzu ciepło nie zatrzymuje się i jest swobodnie emitowane do górnych warstw atmosfery i przestrzeni międzyplanetarnej. Pustynie służą również jako okna chłodzące atmosferę w skali planetarnej.

W celu prawidłowej oceny stopnia nagrzania i ochłodzenia różnych powierzchni ziemi, obliczenia parowania dla , określenia zmian wilgotności gleby, opracowania metod prognozowania zamarzania, a także oceny wpływu prac melioracyjnych na warunki klimatyczne terenu powierzchniowej warstwy powietrza potrzebne są dane dotyczące bilansu cieplnego powierzchni ziemi.

Powierzchnia ziemi w sposób ciągły otrzymuje i traci ciepło w wyniku narażenia na różnorodne przepływy promieniowania krótkofalowego i długofalowego. Pochłaniając w mniejszym lub większym stopniu promieniowanie całkowite i przeciwpromieniowanie, powierzchnia ziemi nagrzewa się i emituje promieniowanie długofalowe, czyli traci ciepło. Wartość charakteryzująca utratę ciepła przez ziemię
powierzchnia jest efektywnym promieniowaniem. Jest równa różnicy między promieniowaniem własnym powierzchni ziemi a przeciwpromieniowaniem atmosfery. Ponieważ przeciwne promieniowanie atmosfery jest zawsze nieco mniejsze niż promieniowanie ziemi, różnica ta jest dodatnia. W ciągu dnia promieniowanie efektywne jest blokowane przez pochłonięte promieniowanie krótkofalowe. W nocy, przy braku krótkofalowego promieniowania słonecznego, promieniowanie efektywne obniża temperaturę powierzchni ziemi. Przy pochmurnej pogodzie, ze względu na wzrost przeciwpromieniowania atmosfery, promieniowanie efektywne jest znacznie mniejsze niż przy bezchmurnej pogodzie. Mniejsze i nocne ochłodzenie powierzchni ziemi. Na średnich szerokościach geograficznych powierzchnia ziemi traci przez efektywne promieniowanie około połowy ilości ciepła, które otrzymuje z promieniowania pochłoniętego.

Przybycie i zużycie energii promieniowania szacuje się na podstawie wartości bilansu promieniowania powierzchni ziemi. Jest równa różnicy między promieniowaniem pochłoniętym a efektywnym, od tego zależy stan termiczny powierzchni ziemi - jej nagrzewanie lub chłodzenie. W ciągu dnia prawie cały czas jest dodatnie, czyli doprowadzone ciepło przewyższa zużycie. W nocy bilans promieniowania jest ujemny i równy efektywnemu promieniowaniu. Roczne wartości bilansu promieniowania powierzchni ziemi, z wyjątkiem najwyższych szerokości geograficznych, są wszędzie dodatnie. Nadmiar ciepła jest zużywany na ogrzewanie atmosfery poprzez turbulentne przewodzenie ciepła, parowanie oraz wymianę ciepła z głębszymi warstwami gleby lub wody.

Jeśli weźmiemy pod uwagę warunki temperaturowe przez długi czas (rok lub lepiej kilka lat), to powierzchnia ziemi, atmosfera z osobna i układ „Ziemia-atmosfera” znajdują się w stanie równowagi termicznej. Ich średnia temperatura różni się nieznacznie z roku na rok. Zgodnie z zasadą zachowania energii możemy przyjąć, że suma algebraiczna strumieni ciepła docierających do powierzchni ziemi i wychodzących z niej jest równa zeru. Jest to równanie bilansu cieplnego powierzchni ziemi. Oznacza to, że równowaga promieniowania powierzchni ziemi jest równoważona przez nieradiacyjny transfer ciepła. Równanie bilansu cieplnego z reguły nie uwzględnia (ze względu na ich małość) takich przepływów jak: ciepło niesione przez opady atmosferyczne, zużycie energii na fotosyntezę, zyski ciepła z utleniania biomasy, a także zużycie ciepła na topnienie lodu lub śniegu. , zyski ciepła od zamarzającej wody.

Równowaga cieplna układu „Ziemia-atmosfera” również przez długi czas jest równa zeru, tj. Ziemia jako planeta znajduje się w równowadze termicznej: promieniowanie słoneczne docierające do górnej granicy atmosfery jest równoważone promieniowaniem opuszczającym atmosferę od górnej granicy atmosfery.

Jeśli przyjmiemy, że powietrze docierające do górnej granicy to 100%, to 32% tej ilości jest rozpraszane w atmosferze. Spośród nich 6% wraca w przestrzeń światową. W rezultacie 26% dociera do powierzchni ziemi w postaci promieniowania rozproszonego; 18% promieniowania jest pochłaniane przez ozon, aerozole i służy do ogrzewania atmosfery; 5% pochłaniają chmury; 21% promieniowania ucieka w kosmos w wyniku odbicia od chmur. Tak więc promieniowanie docierające do powierzchni ziemi wynosi 50%, z czego promieniowanie bezpośrednie stanowi 24%; 47% jest pochłaniane przez powierzchnię Ziemi, a 3% docierającego promieniowania jest odbijane z powrotem w przestrzeń kosmiczną. W rezultacie 30% promieniowania słonecznego ucieka z górnej granicy atmosfery w przestrzeń kosmiczną. Ta wartość nazywana jest planetarnym albedo Ziemi. W przypadku układu Ziemia-atmosfera 30% odbitego i rozproszonego promieniowania słonecznego, 5% promieniowania ziemskiego i 65% promieniowania atmosferycznego, czyli tylko 100%, wraca w kosmos przez górną granicę atmosfery.

Rozważmy najpierw warunki termiczne powierzchni ziemi oraz najwyższych warstw gleby i zbiorników wodnych. Jest to konieczne, ponieważ dolne warstwy atmosfery nagrzewają się i ochładzają przede wszystkim poprzez radiacyjną i bezradiacyjną wymianę ciepła z górnymi warstwami gleby i wody. Dlatego zmiany temperatury w dolnych warstwach atmosfery są determinowane przede wszystkim zmianami temperatury powierzchni ziemi i podążają za tymi zmianami.

Powierzchnia ziemi, czyli powierzchnia gleby lub wody (a także roślinność, śnieg, pokrywa lodowa) w sposób ciągły odbiera i traci ciepło na różne sposoby. Poprzez powierzchnię ziemi ciepło jest przekazywane w górę - do atmosfery i w dół - do gleby lub wody.

Po pierwsze, promieniowanie całkowite i przeciwpromieniowanie atmosfery docierają do powierzchni ziemi. Są one w mniejszym lub większym stopniu absorbowane przez powierzchnię, czyli idą do ogrzania górnych warstw gleby i wody. Jednocześnie sama powierzchnia ziemi promieniuje i traci w tym procesie ciepło.

Po drugie, ciepło dociera do powierzchni ziemi z góry, z atmosfery, poprzez przewodzenie. W ten sam sposób ciepło ucieka z powierzchni ziemi do atmosfery. Poprzez przewodzenie ciepło opuszcza powierzchnię ziemi do gleby i wody lub dociera na powierzchnię ziemi z głębin gleby i wody.

Po trzecie, powierzchnia ziemi otrzymuje ciepło, gdy skrapla się na niej para wodna z powietrza lub przeciwnie, traci ciepło, gdy woda z niej paruje. W pierwszym przypadku uwalniane jest ciepło utajone, w drugim przypadku ciepło przechodzi w stan utajony.

W dowolnym okresie taka sama ilość ciepła przemieszcza się w górę i w dół z powierzchni ziemi, jaką otrzymuje ona z góry iz dołu w tym czasie. Gdyby było inaczej, zasada zachowania energii nie byłaby spełniona: należałoby przyjąć, że energia powstaje lub zanika na powierzchni ziemi. Jednak możliwe jest, że na przykład więcej ciepła może unosić się w górę niż pochodziło z góry; w takim przypadku nadwyżka wymiany ciepła powinna zostać pokryta przez dopływ ciepła na powierzchnię z głębi gruntu lub wody.

Zatem algebraiczna suma wszystkich wpływów i wydatków na ciepło na powierzchni ziemi powinna być równa zeru. Wyraża się to równaniem bilansu cieplnego powierzchni ziemi.

Aby napisać to równanie, najpierw łączymy promieniowanie pochłonięte i promieniowanie efektywne w bilans promieniowania.

Dopływ ciepła z powietrza lub jego zwrot do powietrza na drodze przewodnictwa cieplnego będzie oznaczony przez P. Ten sam dochód lub zużycie przez wymianę ciepła z głębszymi warstwami gruntu lub wody będzie oznaczany jako A. Utrata ciepła podczas parowania lub jego nadejście podczas kondensacji na powierzchnię ziemi będzie oznaczane przez LE, gdzie L to ciepło właściwe parowania, a E to masa odparowanej lub skondensowanej wody.

Można również powiedzieć, że znaczenie równania jest takie, że równowaga radiacyjna na powierzchni ziemi jest równoważona przez bezradiacyjny transfer ciepła (ryc. 5.1).

Równanie (1) obowiązuje przez dowolny okres czasu, w tym przez wiele lat.

Fakt, że bilans cieplny powierzchni ziemi wynosi zero, nie oznacza, że ​​temperatura powierzchni się nie zmienia. Gdy wymiana ciepła skierowana jest w dół, ciepło, które dociera z góry na powierzchnię i pozostawia ją w głębi, pozostaje w dużej mierze w najwyższej warstwie gleby lub wody (w tzw. warstwie aktywnej). Wzrasta również temperatura tej warstwy, a co za tym idzie temperatura powierzchni ziemi. Wręcz przeciwnie, gdy ciepło jest przekazywane przez powierzchnię ziemi od dołu do góry, do atmosfery, ciepło ucieka przede wszystkim z warstwy aktywnej, w wyniku czego temperatura powierzchni ziemi spada.

Z dnia na dzień iz roku na rok średnia temperatura warstwy czynnej i powierzchni ziemi w dowolnym miejscu zmienia się nieznacznie. Oznacza to, że w ciągu dnia do głębin gleby lub wody dostaje się prawie tyle samo ciepła, ile opuszcza je w nocy. Ale nadal w letnie dni ciepło spada nieco bardziej 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 dopływie ciepła – zużyciu ciepła w glebie i wodzie prawie się równoważą w ciągu roku, a średnia roczna temperatura powierzchni ziemi i warstwy czynnej niewiele się zmienia z roku na rok.

Bilans cieplny Ziemi- stosunek dochodów i zużycia energii (promienistej i cieplnej) na powierzchni ziemi, w atmosferze iw układzie Ziemia-atmosfera. Głównym źródłem energii dla przeważającej większości procesów fizycznych, chemicznych i biologicznych w atmosferze, hydrosferze i 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 sporządzany jest dla wycinka 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 termiczny układu Ziemia-atmosfera).

Równanie bilansu cieplnego powierzchni ziemi:

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

reprezentuje algebraiczną sumę przepływów energii między elementem powierzchni ziemi a otaczającą ją przestrzenią. W tej formule:

R - bilans promieniowania, różnica między pochłoniętym krótkofalowym promieniowaniem słonecznym a efektywnym promieniowaniem długofalowym z powierzchni ziemi.

P to strumień ciepła występujący między powierzchnią leżącą pod spodem a atmosferą;

F0 - obserwuje się przepływ ciepła między powierzchnią ziemi a głębszymi warstwami litosfery lub hydrosfery;

LE - zużycie ciepła do odparowania, które określa się jako iloczyn masy odparowanej wody E i ciepła parowania L bilans cieplny

Strumienie te obejmują bilans promieniowania (lub promieniowanie szczątkowe) R - różnicę między pochłoniętym krótkofalowym promieniowaniem słonecznym a długofalowym efektywnym promieniowaniem z powierzchni ziemi. Dodatnia lub ujemna wartość bilansu promieniowania jest kompensowana przez kilka strumieni ciepła. Ponieważ temperatura powierzchni ziemi zwykle nie jest równa temperaturze powietrza, między podłożem a atmosferą powstaje strumień ciepła P. Podobny strumień ciepła F0 obserwuje się między powierzchnią ziemi a głębszymi warstwami litosfery lub hydrosfery. W tym przypadku strumień ciepła w glebie jest określony przez molekularne przewodnictwo cieplne, podczas gdy w zbiornikach wodnych wymiana ciepła ma z reguły w większym lub mniejszym stopniu charakter turbulentny. Strumień ciepła F0 między powierzchnią zbiornika a jego głębszymi warstwami jest liczbowo równy zmianie ciepła w zbiorniku w zadanym przedziale czasu i przekazywaniu ciepła przez prądy w zbiorniku. W bilansie cieplnym powierzchni ziemi zwykle duże znaczenie ma zużycie ciepła na odparowanie LE, które definiuje się jako iloczyn masy odparowanej wody E i ciepła parowania L. Wartość LE zależy od stopnia zawilgocenia gleby. 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 cieplnego atmosfery ma postać:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

gdzie ΔW jest zmianą zawartości ciepła wewnątrz pionowej ściany słupa atmosferycznego.

Bilans cieplny atmosfery składa się z bilansu promieniowania Ra; doprowadzenie lub odprowadzenie ciepła Lr podczas przemian fazowych wody w atmosferze (r to suma opadów atmosferycznych); nadejście lub zużycie ciepła P w wyniku turbulentnej wymiany ciepła atmosfery z powierzchnią ziemi; zyski lub straty ciepła Fa spowodowane wymianą ciepła przez pionowe ścianki kolumny, co jest związane z uporządkowanymi ruchami atmosferycznymi i makroturbulencjami. Ponadto równanie bilansu cieplnego atmosfery zawiera wyraz ΔW, który jest równy zmianie zawartości ciepła wewnątrz kolumny.

Równanie bilansu cieplnego dla układu Ziemia-atmosfera odpowiada sumie algebraicznej wyrazów równań bilansu cieplnego powierzchni Ziemi i atmosfery. Składowe bilansu cieplnego powierzchni ziemi i atmosfery dla różnych regionów globu określa się na podstawie obserwacji meteorologicznych (na stacjach aktynometrycznych, na specjalnych stacjach bilansu cieplnego, na satelitach meteorologicznych Ziemi) lub na podstawie obliczeń klimatologicznych.

Średnie równoleżnikowe wartości składowych bilansu cieplnego powierzchni ziemi dla oceanów, lądu i Ziemi oraz bilansu cieplnego atmosfery podano w tabelach, w których uwzględniono wartości warunków bilansu cieplnego dodatnie, jeśli odpowiadają nadejściu ciepła. Ponieważ tabele te odnoszą się do warunków średniorocznych, nie zawierają terminów charakteryzujących zmiany zawartości ciepła w atmosferze i górnych warstwach litosfery, gdyż dla tych warunków są bliskie zeru.

Dla Ziemi jako planety wraz z atmosferą schemat bilansu cieplnego przedstawiono na ryc. Jednostkowa powierzchnia zewnętrznej granicy atmosfery otrzymuje strumień promieniowania słonecznego równy średnio około 250 kcal/cm 2 rocznie, z czego około 1/3 odbija się w przestrzeni świata, a 167 kcal/cm 2 na roku pochłania Ziemia

Wymiana ciepła spontaniczny nieodwracalny proces wymiany ciepła w przestrzeni, spowodowany nierównomiernym polem temperatury. W ogólnym przypadku wymiana ciepła może być również spowodowana niejednorodnością pól innych wielkości fizycznych, na przykład różnicą stężeń (dyfuzyjny efekt termiczny). Istnieją trzy rodzaje wymiany ciepła: przewodność cieplna, konwekcja i promieniowanie ciepła (w praktyce wymiana ciepła jest zwykle przeprowadzana przez wszystkie 3 typy jednocześnie). Wymiana ciepła determinuje lub towarzyszy wielu procesom zachodzącym w przyrodzie (na przykład ewolucja gwiazd i planet, procesy meteorologiczne na powierzchni Ziemi itp.). w technologii i życiu codziennym. W wielu przypadkach, na przykład, podczas badania procesów suszenia, chłodzenia wyparnego, dyfuzji, przenoszenie ciepła jest brane pod uwagę razem z przenoszeniem masy. Przenoszenie ciepła między dwoma czynnikami chłodzącymi przez dzielącą je solidną ścianę lub interfejs między nimi nazywa się przenoszeniem ciepła.

Przewodność cieplna jeden z rodzajów przenoszenia ciepła (energia ruchu termicznego mikrocząstek) z bardziej nagrzanych części ciała do mniej nagrzanych, prowadzący do wyrównania temperatur. W przypadku przewodnictwa cieplnego przenoszenie energii w ciele odbywa się w wyniku bezpośredniego przenoszenia energii z cząstek (cząsteczek, atomów, elektronów), które mają więcej energii, do cząstek o mniejszej energii. Jeżeli względna zmiana temperatury przewodnictwa cieplnego w odległości średniej drogi swobodnej cząstek l jest niewielka, to podstawowe prawo przewodnictwa cieplnego (prawo Fouriera) jest spełnione: gęstość strumienia ciepła q jest proporcjonalna do gradientu temperatury T , tj. (17)

gdzie λ jest przewodnictwem cieplnym, lub po prostu przewodnictwem cieplnym, nie zależy od stopnia T [λ zależy od stanu skupienia substancji (patrz tabela), jej budowy atomowej i cząsteczkowej, temperatury i ciśnienia, składu (w przypadku mieszanina lub roztwór).

Znak minus po prawej stronie równania wskazuje, że kierunek przepływu ciepła i gradient temperatury są 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 przewodności cieplnej λ dla niektórych gazów, cieczy i ciał stałych przy ciśnieniu atmosferycznym 760 mm Hg wybiera się z tabel.

Przenikanie ciepła. Wymiana ciepła między dwoma czynnikami chłodzącymi przez litą ścianę oddzielającą je lub przez interfejs między nimi. Przenikanie ciepła obejmuje przenoszenie ciepła od cieplejszego płynu do ściany, przewodność cieplną w ścianie, przenoszenie ciepła od ściany do zimniejszego poruszającego się medium. Intensywność wymiany ciepła podczas wymiany ciepła charakteryzuje się współczynnikiem przenikania ciepła k, liczbowo równym ilości ciepła przenoszonego 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 przenikania 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 jest współczynnikiem przewodności cieplnej. W większości przypadków spotykanych w praktyce współczynnik przenikania ciepła wyznacza się empirycznie. W tym przypadku uzyskane wyniki są przetwarzane metodami teorii podobieństwa

Promienny transfer ciepła - radiacyjna wymiana ciepła odbywa się w wyniku procesów przemiany energii wewnętrznej materii w energię promieniowania, przenoszenia energii promieniowania i jej absorpcji przez materię. Przebieg procesów radiacyjnej wymiany ciepła determinowany jest przez wzajemne rozmieszczenie w przestrzeni ciał wymieniających ciepło, właściwości ośrodka rozdzielającego te ciała. Zasadnicza różnica między radiacyjnym przenoszeniem ciepła a innymi rodzajami przewodzenia ciepła (przewodnictwo cieplne, konwekcyjne przenoszenie ciepła) polega na tym, że może ono zachodzić również przy braku ośrodka materialnego oddzielającego powierzchnie wymiany ciepła, gdyż odbywa się w wyniku propagacja promieniowania elektromagnetycznego.

Energia promieniowania padająca w procesie promieniowania ciepła na powierzchnię ciała nieprzezroczystego i scharakteryzowana wartością padającego strumienia promieniowania Qinc jest częściowo pochłaniana przez ciało, a częściowo odbijana od jego powierzchni (patrz rys.).

Strumień pochłoniętego promieniowania Qabs jest określony zależnością:

Qabs \u003d Qpad, (20)

gdzie A jest zdolnością absorpcyjną organizmu. Ze względu na to, że na nieprzezroczyste body

Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)

gdzie Qotr to strumień promieniowania odbitego od powierzchni ciała, ta ostatnia wartość jest równa:

Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)

gdzie 1 - A \u003d R jest współczynnikiem odbicia ciała. Jeśli współczynnik absorpcji ciała wynosi 1, a zatem jego współczynnik odbicia wynosi 0, to znaczy, że ciało pochłania całą padającą na nie energię, to nazywa się je ciałem absolutnie czarnym. Każde ciało, którego temperatura jest różna od zera bezwzględnego, emituje energię dzięki do ogrzewania ciała. Promieniowanie to nazywane jest promieniowaniem własnym ciała i charakteryzuje się strumieniem własnego promieniowania Qeob. Promieniowanie własne, odniesione do jednostkowej powierzchni ciała, nazywane jest gęstością strumienia własnego promieniowania 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 nazywamy stopniem czerni. Dla wszystkich ciał stopień czerni jest mniejszy niż 1. Jeśli dla jakiegoś ciała nie zależy to od długości fali promieniowania, to takie ciało nazywamy szarym. Natura rozkładu energii promieniowania ciała szarego na długościach fal jest taka sama jak w przypadku ciała absolutnie czarnego, to znaczy jest opisana przez prawo promieniowania Plancka. Stopień zaczernienia ciała szarego jest równy jego zdolności absorpcyjnej.

Powierzchnia dowolnego ciała wchodzącego do układu emituje strumienie promieniowania odbitego Qotr i własnego promieniowania Qcob; całkowita ilość energii opuszczającej powierzchnię ciała nazywana jest efektywnym strumieniem promieniowania Qeff i jest określona zależnością:

Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)

Część energii pochłoniętej przez ciało wraca do układu w postaci własnego promieniowania, więc wynik wymiany ciepła przez promieniowanie można przedstawić jako różnicę między strumieniami promieniowania własnego i pochłoniętego. Wartość

Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)

nazywa się wynikowym strumieniem promieniowania i pokazuje, ile energii ciało otrzymuje lub traci w jednostce czasu w wyniku wymiany ciepła przez promieniowanie. Otrzymany strumień promieniowania można również wyrazić jako

Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)

to znaczy jako różnica między całkowitym zużyciem a całkowitym nadejściem energii promieniowania na powierzchnię ciała. Dlatego biorąc pod uwagę

Qpad = (Qcob - Qpez) / (26)

otrzymujemy wyrażenie, które jest szeroko stosowane w obliczeniach radiacyjnej wymiany ciepła:

Zadaniem obliczania wymiany ciepła przez promieniowanie jest z reguły znalezienie wypadkowych strumieni promieniowania na wszystkich powierzchniach wchodzących w skład danego układu, jeżeli znane są temperatury i właściwości optyczne wszystkich tych powierzchni. Aby rozwiązać ten problem, oprócz ostatniej zależności, konieczne jest znalezienie zależności między strumieniem Qinc na danej powierzchni a strumieniami Qeff na wszystkich powierzchniach wchodzących w skład układu radiacyjnej wymiany ciepła. Aby znaleźć tę zależność, stosuje się pojęcie średniego kątowego współczynnika promieniowania, które pokazuje, jaka część półkulistego (to znaczy emitowanego we wszystkich kierunkach w obrębie półkuli) promieniowania określonej powierzchni wchodzącej w skład systemu wymiany ciepła promieniowania przypada na ta powierzchnia. Zatem strumień Qspad na dowolne powierzchnie wchodzące w skład układu promienistej wymiany ciepła definiuje się jako sumę iloczynów Qeff wszystkich powierzchni (w tym danej, jeśli jest wklęsła) i odpowiadających im kątowych współczynników promieniowania.

Radiacyjna wymiana ciepła odgrywa znaczącą rolę w procesach wymiany ciepła zachodzących w temperaturach około 1000°C i wyższych. Znajduje szerokie zastosowanie w różnych dziedzinach techniki: w metalurgii, energetyce cieplnej, energetyce jądrowej, technice rakietowej, technice chemicznej, technice suszenia, technice słonecznej.

Ziemia otrzymuje ciepło poprzez pochłanianie krótkofalowego promieniowania słonecznego w atmosferze, a zwłaszcza na powierzchni ziemi. Promieniowanie słoneczne jest praktycznie jedynym źródłem ciepła w układzie „atmosfera-ziemia”. Inne źródła ciepła (ciepło uwalniane podczas rozpadu pierwiastków promieniotwórczych wewnątrz Ziemi, ciepło grawitacyjne itp.) łącznie dają tylko jedną pięć tysięczną ciepła, które dostaje się do górnej granicy atmosfery z promieniowania słonecznego. Tak i przy sporządzaniu bilansu cieplnego równania, można je zignorować.

Ciepło jest tracone wraz z opuszczaniem przestrzeni kosmicznej przez promieniowanie krótkofalowe, odbite od atmosfery Soa i od powierzchni ziemi SOP oraz wskutek efektywnego promieniowania promieniowania długofalowego Ee przez powierzchnię ziemi i promieniowania atmosfery Еa.

Tak więc na górnej granicy atmosfery bilans cieplny Ziemi jako planety składa się z radiacyjnej (radiacyjnej) wymiany ciepła:

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

gdzie?Se, zmiana zawartości ciepła układu "atmosfera - Ziemia" w okresie czasu?t.

Rozważ warunki tego równania dla okresu rocznego. Strumień promieniowania słonecznego przy średniej odległości Ziemi od Słońca wynosi w przybliżeniu 42,6-10° J/(m2-rok). Z tego przepływu Ziemia otrzymuje ilość energii równą iloczynowi stałej słonecznej I0 i pola przekroju poprzecznego Ziemi pR2, czyli I0 pR2, gdzie R jest średnim promieniem Ziemi. Pod wpływem ruchu obrotowego Ziemi energia ta rozkłada się na całej powierzchni globu, równa 4pR2. W konsekwencji średnia wartość strumienia promieniowania słonecznego do poziomej powierzchni Ziemi, bez uwzględnienia jego tłumienia przez atmosferę, wynosi I° đR2/4đR3 = I°/4, czyli 0,338 kW/m2. W ciągu roku na każdy metr kwadratowy powierzchni zewnętrznej granicy atmosfery odbiera się średnio około 10,66-109 J, czyli 10,66 GJ energii słonecznej, czyli Io = 10,66 GJ/(m2*rok).

Rozważmy stronę wydatkową równania (1). Promieniowanie słoneczne, które dotarło na zewnętrzną granicę atmosfery, częściowo przenika przez atmosferę, a częściowo jest odbijane przez atmosferę i powierzchnię ziemi w przestrzeń światową. Według najnowszych danych średnie albedo Ziemi szacuje się na 33%: jest to suma odbicia od chmur (26%) i odbicia od powierzchni podłoża (7:%). Wtedy promieniowanie odbite od chmur Soa=10,66*0,26=2,77 GJ/(m2*rok), powierzchnia ziemi – SOP=10,66*0,07=0,75 GJ/(m2*rok) i ogólnie Ziemia odbija 3,52 GJ/ (m2*rok).

Powierzchnia ziemi, nagrzana w wyniku absorpcji promieniowania słonecznego, staje się źródłem promieniowania długofalowego, które ogrzewa atmosferę. Powierzchnia dowolnego ciała, którego temperatura jest wyższa od zera absolutnego, nieustannie emituje energię cieplną. Powierzchnia ziemi i atmosfera nie są wyjątkiem. Zgodnie z prawem Stefana-Boltzmanna intensywność promieniowania zależy od temperatury ciała i jego emisyjności:

E = wT4, (2)

gdzie E jest natężeniem promieniowania lub promieniowaniem własnym, W / m2; c jest emisyjnością ciała w stosunku do ciała całkowicie czarnego, dla którego c = 1; y - stała Stefana - Boltzmann, równa 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T to bezwzględna temperatura ciała.

Wartości dla różnych powierzchni wahają się od 0,89 (gładka tafla wody) do 0,99 (gęsta zielona trawa). Średnio dla powierzchni ziemi przyjmuje się v równe 0,95.

Bezwzględne temperatury powierzchni Ziemi wynoszą od 190 do 350 K. W takich temperaturach emitowane promieniowanie ma długość fali od 4 do 120 mikronów, a zatem jest w całości podczerwone i nie jest postrzegane przez oko.

Promieniowanie wewnętrzne powierzchni ziemi – E3, obliczone według wzoru (2), wynosi 12,05 GJ/(m2*rok), co stanowi wartość 1,39 GJ/(m2*rok), czyli o 13% wyższą niż promieniowanie słoneczne, które dotarło na górnej granicy atmosfery S0. Tak duży powrót promieniowania przez powierzchnię ziemi doprowadziłby do jej szybkiego ochłodzenia, gdyby temu nie zapobiegła absorpcja promieniowania słonecznego i atmosferycznego przez powierzchnię ziemi. Podczerwone promieniowanie ziemskie, czyli promieniowanie własne powierzchni ziemi, w zakresie długości fal od 4,5 do 80 mikronów jest intensywnie pochłaniane przez atmosferyczną parę wodną i dopiero w zakresie 8,5 - 11 mikronów przechodzi przez atmosferę i trafia w przestrzeń kosmiczną. Z kolei atmosferyczna para wodna emituje również niewidzialne promieniowanie podczerwone, którego większość jest kierowana w dół na powierzchnię ziemi, a reszta trafia w przestrzeń kosmiczną. Promieniowanie atmosferyczne docierające do powierzchni ziemi nazywane jest przeciwpromieniowaniem atmosfery.

Z przeciwnego promieniowania atmosfery powierzchnia ziemi pochłania 95% swojej wielkości, ponieważ zgodnie z prawem Kirchhoffa blask ciała jest równy jego pochłanianiu promieniowania. Zatem przeciwpromieniowanie atmosfery jest ważnym źródłem ciepła dla powierzchni ziemi, oprócz pochłoniętego promieniowania słonecznego. Przeciwradiacji atmosfery nie można określić bezpośrednio i oblicza się ją metodami pośrednimi. Przeciwradiacja atmosfery pochłaniana przez powierzchnię ziemi Eza = 10,45 GJ/(m2*rok). W odniesieniu do S0 jest to 98%.

Przeciwne promieniowanie jest zawsze mniejsze niż promieniowanie ziemi. Dlatego powierzchnia ziemi traci ciepło z powodu dodatniej różnicy między promieniowaniem własnym i przeciwnym. Różnica między promieniowaniem własnym powierzchni Ziemi a przeciwpromieniowaniem atmosfery nazywana jest promieniowaniem efektywnym (Ee):

Ee \u003d Ez - Eza (3)

słonecznej wymiany ciepła na ziemi

Efektywne promieniowanie to strata netto energii promieniowania, a tym samym ciepła, z powierzchni ziemi. To ciepło uciekające w kosmos to 1,60 GJ/(m2*rok), czyli 15% promieniowania słonecznego, które dotarło na górną granicę atmosfery (strzałka E3 na ryc. 9.1). W umiarkowanych szerokościach geograficznych powierzchnia ziemi traci przez efektywne promieniowanie około połowy ilości ciepła, które otrzymuje z promieniowania pochłoniętego.

Promieniowanie atmosfery jest bardziej złożone niż promieniowanie powierzchni ziemi. Po pierwsze, zgodnie z prawem Kirchhoffa, energię emitują tylko te gazy, które ją pochłaniają, czyli para wodna, dwutlenek węgla i ozon. Po drugie, promieniowanie każdego z tych gazów ma złożony charakter selektywny. Ponieważ zawartość pary wodnej maleje wraz z wysokością, najsilniej promieniujące warstwy atmosfery leżą na wysokości 6-10 km. Promieniowanie długofalowe atmosfery w przestrzeń światową Еa=5,54 GJ/(m2*rok), co stanowi 52% dopływu promieniowania słonecznego do górnej granicy atmosfery. Promieniowanie długofalowe powierzchni Ziemi i atmosfery wchodzącej w przestrzeń kosmiczną nazywane jest promieniowaniem wychodzącym EU. Łącznie odpowiada to 7,14 GJ/(m2*rok), czyli 67% dopływu promieniowania słonecznego.

Podstawiając znalezione wartości So, Soa, Sop, Ee i Ea do równania (1) otrzymujemy - ?Sz = 0, czyli promieniowanie wychodzące wraz z odbitym i rozproszonym promieniowaniem krótkofalowym Soz kompensuje napływ promieniowania słonecznego na Ziemię. Innymi słowy, Ziemia wraz z atmosferą traci tyle promieniowania, ile otrzymuje, a zatem znajduje się w stanie równowagi radiacyjnej.

Równowagę termiczną Ziemi potwierdzają długoterminowe obserwacje temperatury: średnia temperatura Ziemi zmienia się nieznacznie z roku na rok i pozostaje prawie niezmieniona z jednego długoterminowego okresu na drugi.