Radiação solar e equilíbrio térmico. Balanço térmico da superfície e atmosfera da Terra O conceito de campo termobárico da Terra
A atmosfera, como a superfície da Terra, recebe quase todo o seu calor do Sol. Outras fontes de aquecimento incluem o calor proveniente das entranhas da Terra, mas é apenas uma fração de um por cento da quantidade total de calor.
Embora a radiação solar seja a única fonte de calor para a superfície terrestre, o regime térmico do envelope geográfico não é apenas uma consequência do balanço de radiação. O calor solar é convertido e redistribuído sob a influência de fatores terrestres e transformado principalmente pelas correntes aéreas e oceânicas. Eles, por sua vez, são devidos à distribuição desigual da radiação solar nas latitudes. Este é um dos exemplos mais claros da estreita conexão global e interação de vários componentes na natureza.
Para a natureza viva da Terra, a redistribuição do calor entre diferentes latitudes, bem como entre oceanos e continentes, é importante. Graças a este processo, ocorre uma redistribuição espacial muito complexa do calor na superfície da Terra de acordo com as direções superiores do movimento do ar e das correntes oceânicas. No entanto, a transferência total de calor é direcionada, via de regra, das baixas latitudes para as altas latitudes e dos oceanos para os continentes.
A distribuição de calor na atmosfera ocorre por convecção, condução de calor e radiação. A convecção térmica se manifesta em todos os lugares do planeta, ventos, correntes de ar ascendentes e descendentes são onipresentes. A convecção é especialmente pronunciada nos trópicos.
A condutividade térmica, ou seja, a transferência de calor durante o contato direto da atmosfera com uma superfície quente ou fria da Terra, é relativamente pouco importante, pois o ar é um mau condutor de calor. É esta propriedade que tem encontrado larga aplicação no fabrico de caixilharias com vidros duplos.
As entradas e saídas de calor na baixa atmosfera não são as mesmas em diferentes latitudes. Norte de 38°N sh. mais calor é emitido do que absorvido. Essa perda é compensada por correntes oceânicas e de ar quentes direcionadas para latitudes temperadas.
O processo de recebimento e gasto de energia solar, aquecimento e resfriamento de todo o sistema da atmosfera terrestre é caracterizado por um balanço térmico. Se levarmos o suprimento anual de energia solar para o limite superior da atmosfera como 100%, o saldo da energia solar ficará assim: 42% é refletido da Terra e retorna ao espaço sideral (esse valor caracteriza o albedo), com 38% refletido pela atmosfera e 4% - a superfície da terra. O restante (58%) é absorvido: 14% - pela atmosfera e 44% - pela superfície terrestre. A superfície aquecida da Terra devolve toda a energia absorvida por ela. Ao mesmo tempo, a radiação de energia pela superfície terrestre é de 20%, 24% são gastos no aquecimento do ar e na evaporação da umidade (5,6% no aquecimento do ar e 18,4% na evaporação da umidade).
Tais características gerais do equilíbrio térmico do globo como um todo. De fato, para diferentes faixas latitudinais para diferentes superfícies, o equilíbrio térmico estará longe de ser o mesmo. Assim, o equilíbrio térmico de qualquer território é perturbado ao nascer e ao pôr do sol, quando as estações mudam, dependendo das condições atmosféricas (nublado, umidade do ar e teor de poeira nele), da natureza da superfície (água ou terra, floresta ou cebola, cobertura de neve ou solo nu). ), altitude acima do nível do mar. A maior parte do calor é irradiada à noite, no inverno e através do ar rarefeito, limpo e seco em grandes altitudes. Mas, no final, as perdas por radiação são compensadas pelo calor vindo do Sol, e o estado de equilíbrio dinâmico prevalece sobre a Terra como um todo, caso contrário ela aqueceria ou, inversamente, esfriaria.
Temperatura do ar
O aquecimento da atmosfera ocorre de forma bastante complicada. Os comprimentos de onda curtos da luz solar que variam do vermelho visível à luz ultravioleta são convertidos na superfície da Terra em ondas de calor mais longas, que mais tarde, quando emitidas da superfície da Terra, aquecem a atmosfera. As camadas inferiores da atmosfera aquecem mais rapidamente do que as superiores, o que se explica pela radiação térmica indicada da superfície terrestre e pelo facto de terem uma densidade elevada e estarem saturadas de vapor de água.
Uma característica da distribuição vertical da temperatura na troposfera é a sua diminuição com a altura. O gradiente de temperatura vertical médio, ou seja, o decréscimo médio calculado por 100 m de altitude, é de 0,6°C. O resfriamento do ar úmido é acompanhado pela condensação da umidade. Nesse caso, uma certa quantidade de calor é liberada, que foi gasta na formação de vapor. Portanto, quando o ar úmido sobe, ele esfria quase duas vezes mais lentamente que o ar seco. O coeficiente geotérmico do ar seco na troposfera é de 1°C em média.
O ar que sobe da superfície terrestre aquecida e dos corpos d'água entra em uma zona de baixa pressão. Isso permite que ele se expanda e, em conexão com isso, uma certa quantidade de energia térmica é convertida em energia cinética. Como resultado deste processo, o ar é resfriado. Se, ao mesmo tempo, não recebe calor de nenhum lugar e não o fornece a nenhum lugar, todo o processo descrito é chamado de resfriamento adiabático ou dinâmico. E vice-versa, o ar desce, entra na zona de alta pressão, é condensado pelo ar que o rodeia e a energia mecânica é convertida em energia térmica. Por causa disso, o ar sofre aquecimento adiabático, que é em média 1°C para cada 100 m de subsidência.
Às vezes a temperatura aumenta com a altitude. Esse fenômeno é chamado de inversão. As causas de u "manifestações são variadas: a radiação da Terra sobre as coberturas de gelo, a passagem de fortes correntes de ar quente sobre uma superfície fria. As inversões são especialmente características das regiões montanhosas: o ar frio pesado flui para as cavidades das montanhas e estagna lá, deslocando o ar quente mais leve para cima.
As mudanças diárias e anuais na temperatura do ar refletem o estado térmico da superfície. Na camada superficial do ar, o máximo diário é definido entre 14h e 15h, e o mínimo é observado após o nascer do sol. A maior amplitude diária ocorre nas latitudes subtropicais (30 ° C), a menor - nas polares (5 ° C). O curso anual da temperatura depende da latitude, da natureza da superfície subjacente, da altura do local acima do nível do oceano, do relevo e da distância do oceano.
Certas regularidades geográficas foram reveladas na distribuição das temperaturas anuais na superfície da Terra.
1. Em ambos os hemisférios, as temperaturas médias estão diminuindo em direção aos pólos. No entanto, o equador térmico - um paralelo quente com uma temperatura média anual de 27°C - está localizado no Hemisfério Norte a cerca de 15-20° de latitude. Isso se explica pelo fato de que a terra ocupa uma área maior aqui do que no equador geográfico.
2. Do equador ao norte e ao sul, as temperaturas mudam de forma desigual. Entre o equador e o paralelo 25, a diminuição da temperatura é muito lenta - menos de dois graus para cada dez graus de latitude. Entre 25° e 80° de latitude em ambos os hemisférios, as temperaturas caem muito rapidamente. Em alguns lugares, essa diminuição ultrapassa os 10°C. Mais em direção aos pólos, a taxa de queda de temperatura diminui novamente.
3. As temperaturas médias anuais de todos os paralelos do Hemisfério Sul são inferiores à temperatura dos paralelos correspondentes do Hemisfério Norte. A temperatura média do ar do Hemisfério Norte predominantemente "continental" é de +8,6 ° С em janeiro, +22,4 ° С em julho; no hemisfério sul "oceânico", a temperatura média em julho é de +11,3 ° C, em janeiro - +17,5 ° C. A amplitude anual das flutuações da temperatura do ar no Hemisfério Norte é duas vezes maior devido às peculiaridades da distribuição de terra e mar nas latitudes correspondentes e o efeito de resfriamento da grandiosa cúpula de gelo da Antártida sobre o clima do Hemisfério Sul.
Os mapas isotérmicos fornecem características importantes da distribuição das temperaturas do ar na Terra. Assim, com base na análise da distribuição das isotermas de julho na superfície terrestre, podem ser formuladas as seguintes conclusões principais.
1. Nas regiões extratropicais de ambos os hemisférios, as isotermas sobre os continentes se curvam para o norte em relação à sua posição nas janelas. No Hemisfério Norte, isso se deve ao fato de a terra ser mais aquecida que o mar, e no Sul - a proporção oposta: neste momento, a terra é mais fria que o mar.
2. Sobre os oceanos, as isotermas de julho refletem a influência das correntes de temperatura do ar frio. Isso é especialmente perceptível ao longo das costas ocidentais da América do Norte e da África, que são banhadas pela fria correspondência das correntes oceânicas da Califórnia e das Canárias. No Hemisfério Sul, as isotermas se curvam na direção oposta ao norte - também sob a influência de correntes frias.
3. As temperaturas médias mais altas em julho são observadas nos desertos localizados ao norte do equador. É especialmente quente neste momento na Califórnia, no Saara, na Arábia, no Irã e no interior da Ásia.
A distribuição das isotermas de janeiro também tem características próprias.
1. As curvas das isotermas sobre os oceanos ao norte e sobre a terra ao sul tornam-se ainda mais proeminentes, mais contrastantes. Isso é mais pronunciado no Hemisfério Norte. As fortes curvas das isotermas em direção ao Pólo Norte refletem um aumento no papel térmico das correntes oceânicas da Corrente do Golfo no Oceano Atlântico e do Kuro-Sio no Oceano Pacífico.
2. Nas regiões extratropicais de ambos os hemisférios, as isotermas sobre os continentes são visivelmente curvadas para o sul. Isso se deve ao fato de que no Hemisfério Norte a terra é mais fria e no Hemisfério Sul é mais quente que o mar.
3. As maiores temperaturas médias em janeiro ocorrem nos desertos da zona tropical do Hemisfério Sul.
4. As áreas de maior resfriamento do planeta em janeiro, assim como em julho, são a Antártida e a Groenlândia.
Em geral, pode-se afirmar que as isotermas do Hemisfério Sul durante todas as estações do ano apresentam um padrão de ataque mais retilíneo (latitudinal). A ausência de anomalias significativas no curso das isotermas aqui é explicada pela significativa predominância da superfície da água sobre a terra. Uma análise do curso das isotermas indica uma estreita dependência das temperaturas não apenas da magnitude da radiação solar, mas também da redistribuição do calor pelas correntes oceânicas e de ar.
Equilíbrio de radiaçãoé a diferença entre a entrada e a saída de energia radiante absorvida e emitida pela superfície da Terra.
Balanço de radiação - a soma algébrica dos fluxos de radiação em um determinado volume ou em uma determinada superfície. Falando sobre o equilíbrio de radiação da atmosfera ou o sistema "Terra - atmosfera", na maioria das vezes eles significam o equilíbrio de radiação da superfície da Terra, que determina a transferência de calor no limite inferior da atmosfera. Representa a diferença entre a radiação solar total absorvida e a radiação efetiva da superfície terrestre.
O balanço de radiação é a diferença entre a energia radiante de entrada e saída absorvida e emitida pela superfície da Terra.
O balanço de radiação é o fator climático mais importante, pois a distribuição da temperatura no solo e nas camadas de ar adjacentes a ele depende em grande parte do seu valor. Ele determina as propriedades físicas das massas de ar que se movem pela Terra, bem como a intensidade da evaporação e do derretimento da neve.
A distribuição dos valores anuais do balanço de radiação na superfície do globo não é a mesma: em latitudes tropicais, esses valores chegam a 100 ... 120 kcal/(cm2-ano), e o máximo ( até 140 kcal/(cm2-ano)) são observados na costa noroeste da Austrália). Em regiões desérticas e áridas, os valores do balanço de radiação são menores em comparação com áreas de umidade suficiente e excessiva nas mesmas latitudes. Isso é causado por um aumento no albedo e um aumento na radiação efetiva devido à alta secura do ar e baixa nebulosidade. Em latitudes temperadas, os valores do balanço de radiação diminuem rapidamente com o aumento da latitude devido à diminuição da radiação total.
Em média, ao longo do ano, as somas do balanço de radiação para toda a superfície do globo são positivas, com exceção das áreas com cobertura permanente de gelo (Antártica, parte central da Groenlândia, etc.).
A energia, medida pelo valor do balanço de radiação, é em parte gasta na evaporação, em parte transferida para o ar e, finalmente, uma certa quantidade de energia vai para o solo e vai para aquecê-lo. Assim, o total de entrada-saída de calor para a superfície da Terra, chamado de balanço de calor, pode ser representado pela seguinte equação:
Aqui B é o balanço de radiação, M é o fluxo de calor entre a superfície da Terra e a atmosfera, V é o consumo de calor para evaporação (ou liberação de calor durante a condensação), T é a troca de calor entre a superfície do solo e as camadas profundas.
Figura 16 - O impacto da radiação solar na superfície da Terra
Em média, ao longo do ano, o solo praticamente emite tanto calor para o ar quanto recebe, portanto, nas conclusões anuais, a troca de calor no solo é zero. O consumo de calor para evaporação é distribuído na superfície do globo de forma muito desigual. Nos oceanos, eles dependem da quantidade de energia solar que atinge a superfície do oceano, bem como da natureza das correntes oceânicas. As correntes quentes aumentam o consumo de calor para evaporação, enquanto as frias o reduzem. Nos continentes, o custo do calor para evaporação é determinado não apenas pela quantidade de radiação solar, mas também pelas reservas de umidade contidas no solo. Com a falta de umidade, causando uma redução na evaporação, os custos de calor para evaporação são reduzidos. Portanto, em desertos e semi-desertos, eles são significativamente reduzidos.
Praticamente a única fonte de energia para todos os processos físicos que se desenvolvem na atmosfera é a radiação solar. A principal característica do regime de radiação da atmosfera é o chamado. efeito estufa: a atmosfera absorve fracamente a radiação solar de ondas curtas (a maior parte atinge a superfície da Terra), mas atrasa a radiação térmica de ondas longas (inteiramente infravermelha) da superfície da Terra, o que reduz significativamente a transferência de calor da Terra para o espaço sideral e aumenta sua temperatura.
A radiação solar que entra na atmosfera é parcialmente absorvida na atmosfera, principalmente por vapor d'água, dióxido de carbono, ozônio e aerossóis, e é espalhada por partículas de aerossóis e flutuações na densidade da atmosfera. Devido ao espalhamento da energia radiante do Sol na atmosfera, observa-se não apenas a radiação solar direta, mas também a radiação espalhada, que juntas constituem a radiação total. Atingindo a superfície da Terra, a radiação total é parcialmente refletida por ela. A quantidade de radiação refletida é determinada pela refletividade da superfície subjacente, o chamado. albedo. Devido à radiação absorvida, a superfície da Terra se aquece e se torna uma fonte de sua própria radiação de onda longa direcionada para a atmosfera. Por sua vez, a atmosfera também emite radiação de onda longa direcionada para a superfície da Terra (a chamada contra-radiação da atmosfera) e para o espaço sideral (a chamada radiação de saída). A troca racional de calor entre a superfície da Terra e a atmosfera é determinada pela radiação efetiva - a diferença entre a radiação da própria superfície da Terra e a contra-radiação da atmosfera absorvida por ela. A diferença entre a radiação de ondas curtas absorvida pela superfície da Terra e a radiação efetiva é chamada de balanço de radiação.
As transformações da energia da radiação solar após sua absorção na superfície terrestre e na atmosfera constituem o balanço térmico da Terra. A principal fonte de calor para a atmosfera é a superfície terrestre, que absorve a maior parte da radiação solar. Uma vez que a absorção de radiação solar na atmosfera é menor do que a perda de calor da atmosfera para o espaço mundial por radiação de ondas longas, o consumo de calor radiativo é compensado pelo influxo de calor para a atmosfera da superfície da Terra na forma de transferência turbulenta de calor e a chegada de calor como resultado da condensação do vapor de água na atmosfera. Como a quantidade total de condensação em toda a atmosfera é igual à quantidade de precipitação, bem como a quantidade de evaporação da superfície da Terra, o influxo de calor de condensação na atmosfera é numericamente igual ao calor gasto na evaporação na superfície da Terra. superfície.
EQUILÍBRIO TÉRMICO DA SUPERFÍCIE DA TERRA
EQUILÍBRIO TÉRMICO DA SUPERFÍCIE DA TERRA é a soma algébrica dos fluxos de calor que chegam à superfície da Terra e dela saem. Expresso pela equação:
Onde R- balanço de radiação da superfície terrestre; P- fluxo turbulento de calor entre a superfície terrestre e a atmosfera; LE- consumo de calor por evaporação; NO- o fluxo de calor da superfície da terra para as profundezas do solo ou da água ou vice-versa. A proporção dos componentes do equilíbrio muda ao longo do tempo, dependendo das propriedades da superfície subjacente e da latitude geográfica do local. A natureza do equilíbrio térmico da superfície da Terra e seu nível de energia determinam as características e a intensidade da maioria dos processos exógenos. Os dados sobre o balanço térmico da superfície terrestre desempenham um papel importante no estudo das mudanças climáticas, zoneamento geográfico e regime térmico dos organismos.
Dicionário enciclopédico ecológico. - Chisinau: edição principal da Enciclopédia Soviética da Moldávia. I.I. Vovô. 1989
- RADIAÇÃO TÉRMICA
- EQUILÍBRIO TÉRMICO DO SISTEMA TERRA-ATMOSFERA
Veja o que é "O EQUILÍBRIO DE CALOR DA SUPERFÍCIE DA TERRA" em outros dicionários:
equilíbrio térmico da superfície terrestre- A soma algébrica dos fluxos de calor que chegam à superfície da Terra e são irradiados por ela ... Dicionário de Geografia
O balanço de calor da Terra, a razão entre a entrada e a saída de energia (radiante e térmica) na superfície da Terra, na atmosfera e no sistema atmosférico da Terra. A principal fonte de energia para a grande maioria dos processos físicos, químicos e biológicos ... ...
EQUILÍBRIO TÉRMICO- a superfície da Terra é a soma algébrica dos fluxos de calor que chegam e saem da superfície da Terra. Expresso pela equação: R + P + LE + B=0, onde R é o balanço de radiação da superfície terrestre; P fluxo de calor turbulento entre a terra ... ... Dicionário ecológico
I Balanço térmico - comparação do rendimento e consumo (utilizado e perdido) de calor em vários processos térmicos (Ver Processo Térmico). Na técnica de T. b. usado para analisar processos térmicos que ocorrem em vapor ... Grande Enciclopédia Soviética
Grande Dicionário Enciclopédico
Comparação de rendimentos e consumos de energia térmica na análise de processos térmicos. É compilado tanto no estudo dos processos naturais (o equilíbrio térmico da atmosfera, do oceano, da superfície da Terra e da Terra como um todo, etc.), quanto na tecnologia em várias ... dicionário enciclopédico
Comparação de rendimentos e consumos de energia térmica na análise de processos térmicos. É compilado tanto no estudo de processos naturais (T. b. da atmosfera, oceano, superfície da Terra e da Terra como um todo, etc.), quanto na tecnologia em decomp. dispositivos térmicos ... ... Ciência natural. dicionário enciclopédico
- (Balanço francês, do balanceador para bomba). 1) equilíbrio. 2) no departamento de contabilidade, a conciliação das contas para recebimento e gasto de valores para esclarecer o estado das coisas. 3) o resultado da comparação do comércio de importação e exportação de qualquer país. Dicionário de palavras estrangeiras incluído ... Dicionário de palavras estrangeiras da língua russa
A atmosfera e a superfície subjacente, a soma do fluxo de entrada e saída de energia radiante absorvida e emitida pela atmosfera e a superfície subjacente (consulte Superfície subjacente). Para a atmosfera de R. consiste na parte de entrada do absorvido ... ... Grande Enciclopédia Soviética
Terra (do chão da terra eslava comum, inferior), o terceiro planeta do sistema solar a partir do Sol, signo astronômico Å ou ♀. I. Introdução Z. ocupa o quinto lugar em tamanho e massa entre os grandes planetas, mas entre os chamados planetas. grupo terrestre, em ... ... Grande Enciclopédia Soviética
Consideremos primeiro as condições térmicas da superfície da Terra e as camadas superiores do solo e dos corpos d'água. Isso é necessário porque as camadas inferiores da atmosfera são aquecidas e resfriadas principalmente pela troca de calor radiativa e não radiativa com as camadas superiores do solo e da água. Portanto, as mudanças de temperatura nas camadas mais baixas da atmosfera são determinadas principalmente por mudanças na temperatura da superfície da Terra e seguem essas mudanças.
A superfície da terra, ou seja, a superfície do solo ou da água (bem como vegetação, neve, cobertura de gelo), continuamente recebe e perde calor de várias maneiras. Através da superfície da Terra, o calor é transferido para cima - para a atmosfera e para baixo - no solo ou na água.
Primeiro, a radiação total e a contra-radiação da atmosfera entram na superfície da Terra. São absorvidos em maior ou menor grau pela superfície, ou seja, vão aquecer as camadas superiores do solo e da água. Ao mesmo tempo, a própria superfície da Terra irradia e perde calor no processo.
Em segundo lugar, o calor chega à superfície da Terra de cima, da atmosfera, por condução. Da mesma forma, o calor escapa da superfície da Terra para a atmosfera. Por condução, o calor também deixa a superfície da terra no solo e na água, ou chega à superfície da terra das profundezas do solo e da água.
Em terceiro lugar, a superfície da Terra recebe calor quando o vapor de água do ar se condensa sobre ela ou, pelo contrário, perde calor quando a água evapora. No primeiro caso, o calor latente é liberado, no segundo caso, o calor passa para um estado latente.
Em qualquer período de tempo, a mesma quantidade de calor sobe e desce da superfície da Terra que recebe de cima e de baixo durante esse período. Se fosse de outra forma, a lei da conservação da energia não se cumpriria: seria necessário supor que a energia surge ou desaparece na superfície da Terra. No entanto, é possível que, por exemplo, suba mais calor do que veio de cima; neste caso, o excesso de transferência de calor deve ser coberto pela chegada de calor à superfície das profundezas do solo ou da água.
Assim, a soma algébrica de todas as receitas e despesas de calor na superfície da Terra deve ser igual a zero. Isso é expresso pela equação do balanço de calor da superfície da Terra.
Para escrever esta equação, primeiro combinamos a radiação absorvida e a radiação efetiva em um balanço de radiação.
A chegada de calor do ar ou seu retorno ao ar por condução térmica será denotada por P. A mesma receita ou consumo por troca de calor com camadas mais profundas de solo ou água será denominada A. A perda de calor durante a evaporação ou sua chegada durante a condensação na superfície terrestre será denotada por LE, onde L é o calor específico de evaporação e E é a massa de água evaporada ou condensada.
Pode-se dizer também que o significado da equação é que o equilíbrio radiativo na superfície da Terra é equilibrado pela transferência de calor não radiativa (Fig. 5.1).
A equação (1) é válida para qualquer período de tempo, inclusive por muitos anos.
O fato de o equilíbrio térmico da superfície da Terra ser zero não significa que a temperatura da superfície não mude. Quando a transferência de calor é direcionada para baixo, o calor que chega à superfície de cima e a deixa profundamente permanece em grande parte na camada superior do solo ou da água (na chamada camada ativa). A temperatura dessa camada e, portanto, a temperatura da superfície da Terra também aumenta. Pelo contrário, quando o calor é transferido através da superfície da Terra de baixo para cima, para a atmosfera, o calor escapa principalmente da camada ativa, como resultado da queda da temperatura da superfície.
De dia para dia e de ano para ano, a temperatura média da camada ativa e da superfície da Terra em qualquer lugar varia pouco. Isso significa que durante o dia, quase tanto calor entra nas profundezas do solo ou da água durante o dia quanto sai à noite. Mas ainda assim, durante os dias de verão, o calor desce um pouco mais do que vem de baixo. Portanto, as camadas de solo e água e, portanto, sua superfície, são aquecidas dia a dia. No inverno, ocorre o processo inverso. Essas mudanças sazonais na entrada de calor - o consumo de calor no solo e na água quase se equilibram ao longo do ano, e a temperatura média anual da superfície da terra e da camada ativa varia pouco de ano para ano.
Equilíbrio de calor da Terra- a relação entre a renda e o consumo de energia (radiante e térmica) na superfície da Terra, na atmosfera e no sistema Terra-atmosfera. A principal fonte de energia para a esmagadora maioria dos processos físicos, químicos e biológicos na atmosfera, hidrosfera e nas camadas superiores da litosfera é a radiação solar, pelo que a distribuição e proporção dos componentes do balanço térmico caracterizam as suas transformações nestes cartuchos.
O balanço de calor é uma formulação particular da lei de conservação de energia e é compilado para uma seção da superfície da Terra (o balanço de calor da superfície da Terra); para uma coluna vertical passando pela atmosfera (balanço térmico da atmosfera); para a mesma coluna que passa pela atmosfera e as camadas superiores da litosfera ou hidrosfera (equilíbrio térmico do sistema Terra-atmosfera).
A equação para o balanço de calor da superfície da Terra:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
representa a soma algébrica dos fluxos de energia entre um elemento da superfície da Terra e o espaço circundante. Nesta fórmula:
R - balanço de radiação, a diferença entre a radiação solar de ondas curtas absorvida e a radiação efetiva de ondas longas da superfície da Terra.
P é o fluxo de calor que ocorre entre a superfície subjacente e a atmosfera;
F0 - o fluxo de calor é observado entre a superfície terrestre e as camadas mais profundas da litosfera ou hidrosfera;
LE - consumo de calor por evaporação, que é definido como o produto da massa de água evaporada E e o calor de evaporação L balanço térmico
Esses fluxos incluem o balanço de radiação (ou radiação residual) R - a diferença entre a radiação solar de onda curta absorvida e a radiação efetiva de onda longa da superfície da Terra. O valor positivo ou negativo do balanço de radiação é compensado por vários fluxos de calor. Como a temperatura da superfície da Terra geralmente não é igual à temperatura do ar, surge um fluxo de calor P entre a superfície subjacente e a atmosfera.Um fluxo de calor semelhante F0 é observado entre a superfície da Terra e as camadas mais profundas da litosfera ou hidrosfera. Nesse caso, o fluxo de calor no solo é determinado pela condutividade térmica molecular, enquanto nos corpos d'água, a transferência de calor, via de regra, tem um caráter turbulento em maior ou menor grau. O fluxo de calor F0 entre a superfície do reservatório e suas camadas mais profundas é numericamente igual à mudança no conteúdo de calor do reservatório em um determinado intervalo de tempo e à transferência de calor pelas correntes no reservatório. No balanço de calor da superfície terrestre, o consumo de calor para evaporação LE geralmente é de importância significativa, que é definido como o produto da massa de água evaporada E e o calor de evaporação L. O valor de LE depende do umedecimento da água a superfície da Terra, sua temperatura, umidade do ar e a intensidade da transferência turbulenta de calor na camada de ar da superfície, que determina a taxa de transferência de vapor de água da superfície da Terra para a atmosfera.
A equação do balanço térmico da atmosfera tem a forma:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
onde ΔW é a mudança no conteúdo de calor dentro da parede vertical da coluna atmosférica.
O balanço de calor da atmosfera é composto pelo seu balanço de radiação Ra; entrada ou saída de calor Lr durante as transformações de fase da água na atmosfera (r é a soma da precipitação); a chegada ou consumo de calor P, devido à turbulenta troca de calor da atmosfera com a superfície terrestre; ganho ou perda de calor Fa causado pela troca de calor através das paredes verticais da coluna, que está associada a movimentos atmosféricos ordenados e macroturbulência. Além disso, a equação para o balanço de calor da atmosfera inclui o termo ΔW, que é igual à mudança no conteúdo de calor dentro da coluna.
A equação do balanço de calor para o sistema Terra-atmosfera corresponde à soma algébrica dos termos das equações para o balanço de calor da superfície e atmosfera da Terra. Os componentes do balanço de calor da superfície e da atmosfera da Terra para várias regiões do globo são determinados por observações meteorológicas (em estações actinométricas, em estações especiais de balanço de calor, em satélites meteorológicos da Terra) ou por cálculos climatológicos.
Os valores latitudinais médios dos componentes do balanço térmico da superfície terrestre para os oceanos, terra e Terra e o balanço térmico da atmosfera são dados em tabelas, onde são considerados os valores dos termos do balanço térmico positivos se corresponderem à chegada do calor. Como essas tabelas se referem às condições médias anuais, elas não incluem termos que caracterizem mudanças no conteúdo de calor da atmosfera e das camadas superiores da litosfera, pois para essas condições são próximos de zero.
Para a Terra como um planeta, juntamente com a atmosfera, o diagrama de balanço de calor é mostrado na Fig. Uma superfície unitária do limite externo da atmosfera recebe um fluxo de radiação solar igual a uma média de cerca de 250 kcal/cm 2 por ano, dos quais cerca de 1/3 é refletido no espaço mundial e 167 kcal/cm 2 por ano é absorvido pela Terra
Troca de calor processo irreversível espontâneo de transferência de calor no espaço, devido a um campo de temperatura não uniforme. No caso geral, a transferência de calor também pode ser causada pela falta de homogeneidade dos campos de outras grandezas físicas, por exemplo, a diferença de concentrações (efeito térmico de difusão). Existem três tipos de transferência de calor: condutividade térmica, convecção e transferência de calor radiante (na prática, a transferência de calor é geralmente realizada por todos os 3 tipos ao mesmo tempo). A transferência de calor determina ou acompanha muitos processos na natureza (por exemplo, a evolução de estrelas e planetas, processos meteorológicos na superfície da Terra, etc.). na tecnologia e na vida cotidiana. Em muitos casos, por exemplo, ao estudar os processos de secagem, resfriamento evaporativo, difusão, a transferência de calor é considerada juntamente com a transferência de massa. A transferência de calor entre dois refrigerantes através de uma parede sólida que os separa ou através da interface entre eles é chamada de transferência de calor.
Condutividade térmica um dos tipos de transferência de calor (energia do movimento térmico das micropartículas) de partes do corpo mais aquecidas para as menos aquecidas, levando à equalização da temperatura. Com a condutividade térmica, a transferência de energia no corpo é realizada como resultado da transferência direta de energia de partículas (moléculas, átomos, elétrons) que possuem mais energia para partículas com menos energia. Se a mudança relativa na temperatura da condutividade térmica a uma distância do caminho livre médio das partículas l é pequena, então a lei básica da condutividade térmica (lei de Fourier) é satisfeita: a densidade do fluxo de calor q é proporcional ao gradiente de temperatura grad T , ou seja, (17)
onde λ é a condutividade térmica, ou simplesmente condutividade térmica, não depende de grad T [λ depende do estado agregado da substância (ver tabela), sua estrutura atômica e molecular, temperatura e pressão, composição (no caso de um mistura ou solução).
O sinal de menos no lado direito da equação indica que a direção do fluxo de calor e o gradiente de temperatura são mutuamente opostos.
A razão entre o valor Q e a área da seção transversal F é chamada de fluxo de calor específico ou carga de calor e é denotada pela letra q.
(18)
Os valores do coeficiente de condutividade térmica λ para alguns gases, líquidos e sólidos a uma pressão atmosférica de 760 mm Hg são selecionados nas tabelas.
Transferência de calor. Transferência de calor entre dois refrigerantes através de uma parede sólida que os separa ou através da interface entre eles. A transferência de calor inclui a transferência de calor de um fluido mais quente para a parede, condutividade térmica na parede, transferência de calor da parede para um meio móvel mais frio. A intensidade da transferência de calor durante a transferência de calor é caracterizada por um coeficiente de transferência de calor k, numericamente igual à quantidade de calor que é transferida através de uma unidade de superfície de parede por unidade de tempo a uma diferença de temperatura entre líquidos de 1 K; dimensão k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. O valor R, o recíproco do coeficiente de transferência de calor, é chamado de transferência de calor de resistência térmica total. Por exemplo, R de uma parede de camada única
,
onde α1 e α2 são os coeficientes de transferência de calor do líquido quente para a superfície da parede e da superfície da parede para o líquido frio; δ - espessura da parede; λ é o coeficiente de condutividade térmica. Na maioria dos casos encontrados na prática, o coeficiente de transferência de calor é determinado empiricamente. Neste caso, os resultados obtidos são processados pelos métodos da teoria da similaridade
Transferência de calor radiante - a transferência de calor radiativa é realizada como resultado dos processos de transformação da energia interna da matéria em energia de radiação, a transferência de energia de radiação e sua absorção pela matéria. O curso dos processos de transferência de calor radiante é determinado pelo arranjo mútuo no espaço dos corpos que trocam calor, as propriedades do meio que separam esses corpos. A diferença essencial entre a transferência de calor radiante e outros tipos de transferência de calor (condução térmica, transferência de calor convectiva) é que ela também pode ocorrer na ausência de um meio material separando as superfícies de transferência de calor, uma vez que é realizada como resultado da propagação da radiação eletromagnética.
A energia radiante incidente no processo de transferência de calor radiante sobre a superfície de um corpo opaco e caracterizada pelo valor do fluxo de radiação incidente Qinc é parcialmente absorvida pelo corpo e parcialmente refletida de sua superfície (ver Fig.).
O fluxo de radiação absorvida Qabs é determinado pela relação:
Qabs \u003d Um Qpad, (20)
onde A é a capacidade de absorção do corpo. Devido ao fato de que para um corpo opaco
Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)
onde Qotr é o fluxo de radiação refletido da superfície do corpo, este último valor é igual a:
Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)
onde 1 - A \u003d R é a refletividade do corpo. Se a absortividade de um corpo é 1 e, portanto, sua refletividade é 0, ou seja, o corpo absorve toda a energia incidente sobre ele, então ele é chamado de corpo absolutamente preto. Qualquer corpo cuja temperatura seja diferente do zero absoluto emite energia devido ao aquecimento do corpo. Essa radiação é chamada de radiação do próprio corpo e é caracterizada pelo fluxo de sua própria radiação Qe. A auto-radiação, relacionada à superfície unitária do corpo, é chamada de densidade de fluxo de sua própria radiação, ou emissividade do corpo. Este último, de acordo com a lei de radiação de Stefan-Boltzmann, é proporcional à temperatura do corpo à quarta potência. A razão entre a emissividade de um corpo e a emissividade de um corpo completamente negro na mesma temperatura é chamada de grau de negritude. Para todos os corpos, o grau de escuridão é menor que 1. Se para algum corpo não depende do comprimento de onda da radiação, então tal corpo é chamado de cinza. A natureza da distribuição da energia de radiação de um corpo cinza em comprimentos de onda é a mesma de um corpo absolutamente negro, ou seja, é descrita pela lei da radiação de Planck. O grau de escuridão de um corpo cinza é igual à sua capacidade de absorção.
A superfície de qualquer corpo que entra no sistema emite fluxos de radiação refletida Qotr e sua própria radiação Qcob; a quantidade total de energia que deixa a superfície do corpo é chamada de fluxo de radiação efetivo Qeff e é determinada pela relação:
Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)
Parte da energia absorvida pelo corpo retorna ao sistema na forma de sua própria radiação, de modo que o resultado da transferência de calor radiante pode ser representado como a diferença entre os fluxos de sua própria radiação e a absorvida. Valor
Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)
é chamado de fluxo de radiação resultante e mostra quanta energia o corpo recebe ou perde por unidade de tempo como resultado da transferência de calor radiante. O fluxo de radiação resultante também pode ser expresso como
Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)
isto é, como a diferença entre o consumo total e a chegada total de energia radiante na superfície do corpo. Daí, dado que
Qpad = (Qcob - Qpez) / A, (26)
obtemos uma expressão que é amplamente utilizada em cálculos de transferência de calor radiante:
A tarefa de calcular a transferência de calor radiante é, via de regra, encontrar os fluxos de radiação resultantes em todas as superfícies incluídas em um determinado sistema, se as temperaturas e as características ópticas de todas essas superfícies forem conhecidas. Para resolver este problema, além da última relação, é necessário descobrir a relação entre o fluxo Qinc em uma determinada superfície e os fluxos Qeff em todas as superfícies incluídas no sistema de troca de calor radiante. Para encontrar essa relação, utiliza-se o conceito de coeficiente angular médio de radiação, que mostra qual proporção da radiação hemisférica (isto é, emitida em todas as direções dentro do hemisfério) de uma determinada superfície incluída no sistema de troca de calor radiante incide sobre esta superfície. Assim, o fluxo Qfall em qualquer superfície incluída no sistema de troca de calor radiante é definido como a soma dos produtos Qeff de todas as superfícies (incluindo a dada, se for côncava) e os correspondentes coeficientes angulares de radiação.
A transferência de calor radiante desempenha um papel significativo nos processos de transferência de calor que ocorrem em temperaturas de cerca de 1000 ° C e acima. É amplamente utilizado em vários campos da tecnologia: em metalurgia, engenharia de energia térmica, engenharia de energia nuclear, tecnologia de foguetes, tecnologia química, tecnologia de secagem e tecnologia solar.
Ao absorver a energia radiante do Sol, a própria Terra torna-se uma fonte de radiação. No entanto, a radiação do Sol e a radiação da Terra são essencialmente diferentes. A radiação solar direta, espalhada e refletida tem um comprimento de onda que varia de 0,17 a 2-4 mk, e chamou onda curta radiação. A superfície aquecida da Terra, de acordo com sua temperatura, emite radiação principalmente na faixa de comprimento de onda de 2-4 a 40 mk e chamou Onda longa. De um modo geral, tanto a radiação solar quanto a radiação terrestre têm comprimentos de onda de todos os comprimentos de onda. Mas a maior parte da energia (99,9%) está na faixa de comprimento de onda indicada. A diferença nos comprimentos de onda da radiação do Sol e da Terra desempenha um grande papel no regime térmico da superfície da Terra.
Assim, sendo aquecido pelos raios do Sol, nosso próprio planeta torna-se uma fonte de radiação. Os raios de longo comprimento de onda, ou térmicos, emitidos pela superfície da Terra, dirigidos de baixo para cima, dependendo do comprimento de onda, saem livremente pela atmosfera ou são retardados por ela. Foi estabelecido que a radiação de ondas com um comprimento de 9-12 mk escapa livremente para o espaço interestelar, pelo que a superfície da Terra perde parte do seu calor.
Para resolver o problema do equilíbrio térmico da superfície e da atmosfera terrestre, foi necessário determinar quanta energia solar entra em várias regiões da Terra e quanto dessa energia é convertida em outras formas.
As tentativas de calcular a quantidade de energia solar recebida na superfície da Terra pertencem ao meio XIXséculo após a criação dos primeiros instrumentos actinométricos. No entanto, apenas na década de 1940 XXséculo, um amplo desenvolvimento do problema de estudar o balanço de calor começou. Isso foi facilitado pelo amplo desenvolvimento da rede actinométrica de estações nos anos do pós-guerra, especialmente no período de preparação para o Ano Geofísico Internacional. Somente na URSS, o número de estações actinométricas chegou a 200 no início do AGI, ao mesmo tempo em que o escopo de observações nessas estações foi significativamente ampliado. Além de medir a radiação de ondas curtas do Sol, foi determinado o balanço de radiação da superfície terrestre, ou seja, a diferença entre a radiação de ondas curtas absorvida e a radiação efetiva de ondas longas da superfície subjacente. Em várias estações actinométricas, foram organizadas observações sobre a temperatura e a umidade do ar nas alturas. Isso tornou possível calcular os custos de calor para evaporação e transferência de calor turbulenta.
Além de observações actinométricas sistemáticas realizadas em uma rede de estações actinométricas terrestres sob o mesmo tipo de programa, trabalhos experimentais têm sido realizados nos últimos anos para estudar os fluxos de radiação na atmosfera livre. Para este fim, medições sistemáticas do equilíbrio da radiação de ondas longas em várias alturas na troposfera são realizadas em várias estações usando radiossondas especiais. Essas observações, bem como os dados de fluxos de radiação na atmosfera livre, obtidos com a ajuda de balões livres, aviões, foguetes geofísicos e satélites artificiais da Terra, permitiram estudar o regime dos componentes do balanço de calor.
Usando os materiais de estudos experimentais e métodos computacionais amplamente aplicados, funcionários do Observatório Geofísico Principal receberam o nome. A. I. Voeikova T. G. Berlyand, N. A. Efimova, L. I. Zubenok, L. A. Strokina, K. Ya. Vinnikov e outros sob a liderança de M. I. Budyko no início dos anos 50, pela primeira vez, uma série de mapas de componentes de equilíbrio de calor para todo o globo foi construída. Esta série de mapas foi publicada pela primeira vez em 1955. O Atlas publicado continha mapas da distribuição total da radiação solar, balanço de radiação, consumo de calor por evaporação e transferência de calor turbulenta em média para cada mês e ano. Nos anos seguintes, em conexão com o recebimento de novos dados, especialmente para o período IGY, os dados sobre os componentes do balanço térmico foram refinados e uma nova série de mapas foi construída, publicada em 1963.
O equilíbrio térmico da superfície da Terra e da atmosfera, levando em consideração o fluxo de entrada e liberação de calor para o sistema Terra-atmosfera, reflete a lei da conservação da energia. Para elaborar uma equação para o balanço térmico da Terra - a atmosfera, deve-se levar em conta todo o calor - recebido e consumido - por um lado, por toda a Terra juntamente com a atmosfera, e por outro lado, por a superfície subjacente separada da terra (juntamente com a hidrosfera e a litosfera) e a atmosfera. Absorvendo a energia radiante do Sol, a superfície da Terra perde parte dessa energia por meio da radiação. O restante é gasto no aquecimento dessa superfície e das camadas inferiores da atmosfera, bem como na evaporação. O aquecimento da superfície subjacente é acompanhado pela transferência de calor para o solo e, se o solo estiver úmido, o calor será gasto simultaneamente na evaporação da umidade do solo.
Assim, o equilíbrio térmico da Terra como um todo consiste em quatro componentes.
Equilíbrio de radiação ( R). É determinado pela diferença entre a quantidade de radiação de ondas curtas absorvida do Sol e a radiação efetiva de ondas longas.
Transferência de calor no solo, caracterizando o processo de transferência de calor entre a superfície e as camadas mais profundas do solo (MAS). Essa transferência de calor depende da capacidade de calor e da condutividade térmica do solo.
Transferência de calor turbulenta entre a superfície da Terra e atmosfera (R).É determinado pela quantidade de calor que a superfície subjacente recebe ou emite para a atmosfera, dependendo da relação entre as temperaturas da superfície subjacente e a atmosfera.
Calor gasto na evaporação( LE). É determinado pelo produto do calor latente de vaporização ( eu) para evaporação (E).
Esses componentes do balanço de calor estão interconectados pela seguinte relação:
R= UMA+ P+ LE
Os cálculos dos componentes do balanço térmico permitem determinar como a energia solar recebida é convertida na superfície da Terra e na atmosfera. Nas latitudes médias e altas, o influxo de radiação solar é positivo no verão e negativo no inverno. De acordo com cálculos ao sul de 39 ° N. sh. O balanço da energia radiante é positivo durante todo o ano, a uma latitude de cerca de 50° no território europeu da URSS, o balanço é positivo de março a novembro e negativo durante os três meses de inverno. Em uma latitude de 80°, um balanço de radiação positivo é observado apenas no período de maio a agosto.
De acordo com os cálculos do balanço térmico da Terra, a radiação solar total absorvida pela superfície da Terra como um todo é 43% da radiação solar que chega ao limite externo da atmosfera. A radiação efetiva da superfície da Terra é de 15% deste valor, o balanço de radiação é de 28%, o consumo de calor por evaporação é de 23% e a transferência de calor turbulenta é de 5%.
Consideremos agora alguns resultados do cálculo dos componentes do balanço de calor para o sistema Terra-atmosfera. Aqui estão quatro mapas: radiação total para o ano, balanço de radiação, consumo de calor para evaporação e consumo de calor para aquecimento do ar por transferência turbulenta de calor, emprestado do Atlas do balanço de calor do globo (editado por M. I. Budyko). Do mapa mostrado na Figura 10, conclui-se que os maiores valores anuais de radiação total caem nas zonas áridas da Terra. Em particular, nos desertos do Saara e da Arábia, a radiação total anual excede 200 kcal/cm2, e em altas latitudes de ambos os hemisférios não excede 60-80kcal/cm2.
A Figura 11 mostra um mapa do balanço de radiação. É fácil ver que em latitudes altas e médias o balanço de radiação aumenta em direção a latitudes baixas, o que está associado a um aumento na radiação total e absorvida. É interessante notar que, ao contrário das isolinhas da radiação total, as isolinhas do balanço de radiação quebram ao se deslocar dos oceanos para os continentes, o que está associado à diferença de albedo e radiação efetiva. Estes últimos são menores para a superfície da água, de modo que o balanço de radiação dos oceanos excede o balanço de radiação dos continentes.
Os menores montantes anuais (cerca de 60 kcal/cm2) são características de regiões onde predomina a nebulosidade, assim como em regiões secas, onde altos valores de albedo e radiação efetiva reduzem o balanço de radiação. As maiores somas anuais do balanço de radiação (80-90 kcal/cm2) são características de florestas tropicais e savanas pouco nubladas, mas relativamente úmidas, onde a chegada de radiação, embora significativa, o albedo e a radiação efetiva são maiores do que nas regiões desérticas da Terra.
A distribuição das taxas anuais de evaporação é mostrada na Figura 12. Consumo de calor por evaporação, igual ao produto da taxa de evaporação e o calor latente de vaporização (euE), é determinado principalmente pela quantidade de evaporação, uma vez que o calor latente de vaporização em condições naturais varia dentro de pequenos limites e é em média igual a 600 fezes por grama de água evaporada.
Como segue na figura acima, a evaporação da terra depende principalmente das reservas de calor e umidade. Portanto, as quantidades máximas anuais de evaporação da superfície terrestre (até 1000 milímetros) ocorrem em latitudes tropicais, onde
recursos são combinados com ótima hidratação. No entanto, os oceanos são as fontes mais importantes de evaporação. Seus valores máximos aqui atingem 2500-3000 milímetros. Ao mesmo tempo, a maior evaporação ocorre em áreas com temperaturas relativamente altas das águas superficiais, em particular, em zonas de correntes quentes (Corrente do Golfo, Kuro-Sivo, etc.). Pelo contrário, nas zonas de correntes frias, os valores de evaporação são pequenos. Nas latitudes médias há um curso anual de evaporação. Ao mesmo tempo, em contraste com a terra, a evaporação máxima nos oceanos é observada na estação fria, quando grandes gradientes verticais de umidade do ar são combinados com o aumento da velocidade do vento.
A troca turbulenta de calor da superfície subjacente com a atmosfera depende das condições de radiação e umidade. Portanto, a maior transferência de calor turbulenta ocorre naquelas áreas de terra onde um grande influxo de radiação é combinado com ar seco. Como pode ser visto no mapa de valores anuais de transferência de calor turbulenta (Fig. 13), são zonas desérticas, onde seu valor atinge 60 kcal/cm2. Os valores de transferência de calor turbulenta são pequenos nas altas latitudes de ambos os hemisférios, assim como nos oceanos. Os valores máximos anuais podem ser encontrados na zona de correntes marítimas quentes (mais de 30 kcal / cm 2 ano), onde grandes diferenças de temperatura são criadas entre a água e o ar. Portanto, a maior transferência de calor nos oceanos ocorre na parte fria do ano.
O equilíbrio térmico da atmosfera é determinado pela absorção de radiação de onda curta e corpuscular do Sol, radiação de onda longa, transferência de calor radiante e turbulenta, advecção de calor, processos adiabáticos, etc. Dados sobre a chegada e consumo de calor solar são usados por meteorologistas para explicar a complexa circulação da atmosfera e hidrosfera, circulação de calor e umidade e muitos outros processos e fenômenos que ocorrem nas camadas de ar e água da Terra.
- Fonte-
Pogosyan, H. P. Atmosfera da Terra / Kh.P. Poghosyan [e d.b.]. - M.: Educação, 1970. - 318 p.
Visualizações de postagem: 1.223
