Equilíbrio térmico da superfície terrestre e do sistema terra-troposfera. Radiação e balanços térmicos Veja o que é “balanço térmico da superfície terrestre” em outros dicionários
A atmosfera, assim como a superfície da Terra, recebe quase todo o calor do Sol. Outras fontes de aquecimento incluem o calor proveniente das profundezas da Terra, mas constitui apenas uma fração de um por cento da quantidade total de calor.
Embora a radiação solar sirva como única fonte de calor para a superfície terrestre, o regime térmico da envoltória geográfica não é apenas consequência do balanço de radiação. O calor solar é transformado e redistribuído sob a influência de fatores terrestres e principalmente transformado pelas correntes aéreas e oceânicas. Eles, por sua vez, são causados pela distribuição desigual da radiação solar entre as latitudes. Este é um dos exemplos mais marcantes da estreita conexão e interação global de vários componentes da 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 de movimento do ar e das correntes oceânicas. Porém, a transferência total de calor é direcionada, via de regra, das baixas para as altas latitudes e dos oceanos para os continentes.
A distribuição de calor na atmosfera ocorre por convecção, condução e radiação. A convecção térmica ocorre em todo o planeta; ventos e correntes de ar ascendentes e descendentes são onipresentes. A convecção é especialmente forte nos trópicos.
A condutividade térmica, isto é, a transferência de calor através do contato direto da atmosfera com a superfície quente ou fria da Terra, é de relativamente pouca importância, uma vez que o ar é um mau condutor de calor. É esta propriedade que tem tido ampla aplicação no fabrico de caixilharias com vidros duplos.
Os aportes e gastos de calor na baixa atmosfera em diferentes latitudes não são os mesmos. Norte de 38°N. c. mais calor é emitido do que absorvido. Essa perda é compensada pelas correntes oceânicas e de ar quentes direcionadas para latitudes temperadas.
O processo de recebimento e consumo de energia solar, aquecimento e resfriamento de todo o sistema atmosférico terrestre é caracterizado pelo equilíbrio térmico. Se considerarmos o fornecimento anual de energia solar para o limite superior da atmosfera como 100%, então o saldo da energia solar será assim: 42% é refletido da Terra e retorna ao espaço sideral (este valor caracteriza o da Terra albedo), sendo 38% refletido pela atmosfera e 4% pela 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 que absorveu. Ao mesmo tempo, a radiação de energia pela superfície terrestre é de 20%, 24% é gasto no aquecimento do ar e na evaporação da umidade (5,6% no aquecimento do ar e 18,4% na evaporação da umidade).
Estas são as características gerais do equilíbrio térmico do globo como um todo. Na verdade, para diferentes zonas de latitude e 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, com a mudança das estações, dependendo das condições atmosféricas (nebulosidade, umidade do ar e teor de poeira), da natureza da superfície (água ou terra, floresta ou cebola, neve cobertura ou solo descoberto), altitude acima do nível do mar. A maior parte do calor é emitida 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 proveniente do Sol, e na Terra como um todo prevalece um estado de equilíbrio dinâmico, caso contrário ela aqueceria ou, inversamente, esfriaria.
Temperatura do ar
A atmosfera é aquecida de uma forma bastante complexa. Comprimentos de onda curtos da luz solar, variando do vermelho visível ao ultravioleta, são convertidos na superfície da Terra em ondas de calor mais longas, que mais tarde aquecem a atmosfera quando emitidas pela superfície da Terra. As camadas inferiores da atmosfera aquecem mais rápido que as superiores, o que se explica pela radiação térmica indicada da superfície terrestre e pelo fato de terem maior densidade e estarem saturadas de vapor d'água.
Uma característica da distribuição vertical da temperatura na troposfera é a sua diminuição com a altura. O gradiente vertical médio de temperatura, ou seja, a diminuição média calculada por 100 m de altura, é de 0,6°C. O resfriamento do ar úmido é acompanhado pela condensação da umidade. Nesse caso, é liberada uma certa quantidade de calor, que foi gasto na formação do vapor. Portanto, quando o ar úmido sobe, seu resfriamento ocorre quase duas vezes mais rápido que o ar seco. O coeficiente geotérmico do ar seco na troposfera é em média de 1°C.
O ar que sobe da superfície aquecida da terra e dos corpos d'água entra em uma zona de baixa pressão. Isso permite que ele se expanda e, com isso, uma certa quantidade de energia térmica é convertida em energia cinética. Como resultado deste processo, o ar esfria. Se ao mesmo tempo não recebe calor de lugar nenhum e não o emite em lugar nenhum, todo o processo descrito é denominado resfriamento adiabático ou dinâmico. E vice-versa, o ar desce e entra numa zona de alta pressão, é comprimido pelo ar que o rodeia e a energia mecânica se transforma em energia térmica. Por conta disso, o ar sofre aquecimento adiabático, que é em média 1°C a cada 100 m de descida.
Às vezes, a temperatura do ar aumenta com a altitude. Este fenômeno é chamado de inversão. As razões para esta manifestação são diversas: radiação da Terra sobre mantos de gelo, passagem de fortes correntes de ar quente sobre uma superfície fria.As inversões são especialmente típicas de regiões montanhosas: o ar frio pesado flui para as bacias montanhosas e ali estagna, deslocando o ar mais leve ar quente para cima.
As mudanças diárias e anuais na temperatura do ar refletem o estado térmico da superfície. Na camada superficial de ar, o máximo diário é estabelecido entre 14 e 15 horas, e o mínimo é observado após o nascer do sol. A maior amplitude diária ocorre nas latitudes subtropicais (30°C), a menor nas latitudes polares (5°C). A variação 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.
Certos padrões geográficos foram identificados na distribuição das temperaturas anuais na superfície da Terra.
1. Em ambos os hemisférios, as temperaturas médias diminuem 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 aproximadamente 15-20° de latitude. Isso se explica pelo fato de o terreno ocupar aqui uma área maior 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 temperatura diminui muito lentamente - menos de dois graus para cada dez graus de latitude. Entre 25° e 80° de latitude em ambos os hemisférios, as temperaturas diminuem muito rapidamente. Em alguns locais 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 no Hemisfério Sul são inferiores às temperaturas dos paralelos correspondentes no Hemisfério Norte. A temperatura média do ar no Hemisfério Norte predominantemente “continental” é +8,6 °C em janeiro, +22,4 °C em julho; no hemisfério sul "oceânico", a temperatura média em julho é de +11,3 ° C, em janeiro - +17,5 ° C. A amplitude anual duas vezes maior das flutuações da temperatura do ar no Hemisfério Norte é explicada pelas peculiaridades da distribuição de terra e mar nas latitudes correspondentes e o efeito de resfriamento da grandiosa cúpula de gelo da Antártica no clima do Hemisfério Sul.
Características importantes da distribuição das temperaturas do ar na Terra são fornecidas por mapas de isotérmicas. 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 curvam-se para o norte em relação à sua posição nas janelas. No Hemisfério Norte isso se deve ao fato de a terra estar mais aquecida que o mar, mas no Hemisfério Sul a relação é inversa: neste momento a terra está mais fria que o mar.
2. Sobre os oceanos, as isotermas de julho refletem a influência das correntes de temperatura do ar frio. Isto é especialmente perceptível ao longo das costas ocidentais da América do Norte e da África, que são banhadas pelas frias correntes oceânicas da Califórnia e das Canárias. No Hemisfério Sul, as isotermas são curvadas 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. Nesta época está especialmente quente na Califórnia, no Saara, na Arábia, no Irã e no interior da Ásia.
A distribuição das isotermas de janeiro também possui características próprias.
1. As curvas das isotermas sobre os oceanos ao norte e sobre a terra ao sul tornam-se ainda mais proeminentes e contrastantes. Isto é mais evidente no Hemisfério Norte. Fortes curvas de isotermas em direção ao Pólo Norte refletem um aumento no papel térmico das correntes oceânicas Corrente do Golfo no Oceano Atlântico e Kuro-Sio no Pacífico.
2. Nas regiões extratropicais de ambos os hemisférios, as isotermas sobre os continentes são visivelmente curvadas para o sul. Isso se explica pelo fato de que no Hemisfério Norte a terra é mais fria e no Hemisfério Sul é mais quente que o mar.
3. As temperaturas médias mais altas 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.
De modo geral, pode-se afirmar que as isotermas do Hemisfério Sul durante todas as estações do ano apresentam um padrão de incidência mais linear (latitudinal). A ausência de anomalias significativas no curso das isotermas aqui é explicada pela significativa predominância da superfície da água sobre a terra. A análise do curso das isotermas indica uma estreita dependência das temperaturas não apenas da quantidade de radiação solar, mas também da redistribuição do calor pelas correntes oceânicas e de ar.
O conceito do campo termobárico da Terra
Flutuações sazonais no balanço de radiação
As flutuações sazonais no regime de radiação da Terra geralmente correspondem a mudanças na irradiação dos hemisférios norte e sul durante a revolução anual da Terra em torno do Sol.
Na zona equatorial Não há flutuações sazonais no calor solar: tanto em Dezembro como em Julho, o balanço de radiação é de 6-8 kcal/cm2 em terra e 10-12 kcal/cm2 no mar por mês.
Em zonas tropicais As flutuações sazonais já estão claramente expressas. No Hemisfério Norte – Norte de África, Sul da Ásia e América Central – em Dezembro o balanço de radiação é de 2-4 kcal/cm2, e em Junho de 6-8 kcal/cm2 por mês. O mesmo quadro é observado no Hemisfério Sul: o balanço de radiação é maior em dezembro (verão) e menor em junho (inverno).
Em toda a zona temperada em dezembro, ao norte das regiões subtropicais (a linha de saldo zero passa pela França, Ásia Central e ilha de Hokkaido), o saldo é negativo. Em junho, mesmo perto do Círculo Polar Ártico, o balanço de radiação é de 8 kcal/cm2 por mês. A maior amplitude do balanço de radiação é característica do Hemisfério Norte continental.
O regime térmico da troposfera é determinado tanto pelo influxo de calor solar quanto pela dinâmica das massas de ar que realizam a advecção de calor e frio. Por outro lado, o próprio movimento do ar é causado por um gradiente de temperatura (uma queda na temperatura por unidade de distância) entre as latitudes equatoriais e polares e entre oceanos e continentes. Como resultado desses processos dinâmicos complexos, formou-se o campo termobárico da Terra. Ambos os seus elementos - temperatura e pressão - estão tão interligados que em geografia costuma-se falar de um único campo termobárico da Terra.
O calor recebido pela superfície terrestre é transformado e redistribuído pela atmosfera e hidrosfera. O calor é gasto principalmente na evaporação, na troca turbulenta de calor e na redistribuição de calor entre a terra e o oceano.
A maior quantidade de calor é gasta na evaporação da água dos oceanos e continentes. Nas latitudes tropicais dos oceanos, cerca de 100-120 kcal/cm2 por ano são gastos em evaporação, e em áreas aquáticas com correntes quentes até 140 kcal/cm2 por ano, o que corresponde à evaporação de uma camada de água de 2 m espesso. Na faixa equatorial gasta-se significativamente menos energia na evaporação, ou seja, aproximadamente 60 kcal/cm2 por ano; isso equivale à evaporação de uma camada de água de um metro.
Nos continentes, a perda máxima de calor por evaporação ocorre na zona equatorial com clima úmido. Nas latitudes tropicais da terra existem desertos com evaporação insignificante. Nas latitudes temperadas, a perda de calor por evaporação nos oceanos é 2,5 vezes maior do que na terra. A superfície do oceano absorve de 55 a 97% de toda a radiação que incide sobre ela. Em todo o planeta, 80% da radiação solar é gasta na evaporação e cerca de 20% na troca turbulenta de calor.
O calor gasto na evaporação da água é transferido para a atmosfera durante a condensação do vapor na forma de calor latente de vaporização. Este processo desempenha um papel importante no aquecimento do ar e na movimentação das massas de ar.
As latitudes equatoriais recebem a quantidade máxima de calor da condensação do vapor d'água para toda a troposfera - aproximadamente 100-140 kcal/cm 2 por ano. Isso se explica pela chegada aqui de uma grande quantidade de umidade trazida pelos ventos alísios das águas tropicais e pela subida do ar acima do equador. Nas latitudes tropicais secas, a quantidade de calor latente de vaporização é naturalmente insignificante: menos de 10 kcal/cm2 por ano nos desertos continentais e cerca de 20 kcal/cm2 por ano nos oceanos. A água desempenha um papel decisivo no regime térmico e dinâmico da atmosfera.
O calor da radiação também entra na atmosfera através da troca turbulenta de calor do ar. O ar é um mau condutor de calor, portanto a condutividade térmica molecular pode fornecer aquecimento apenas a uma pequena camada inferior (alguns metros) da atmosfera. A troposfera é aquecida por mistura turbulenta, em jato e em vórtice: o ar da camada inferior adjacente à terra é aquecido, sobe em jatos, e em seu lugar desce o ar frio superior, que também aquece. Assim, o calor é rapidamente transferido do solo para o ar, de uma camada para outra.
O fluxo turbulento de calor é maior nos continentes e menor nos oceanos. Atinge o seu valor máximo nos desertos tropicais, até 60 kcal/cm2 por ano, nas zonas equatorial e subtropical diminui para 30-20 kcal/cm2, e nas zonas temperadas - 20-10 kcal/cm2 por ano. Numa área maior dos oceanos, a água liberta cerca de 5 kcal/cm2 por ano para a atmosfera, e apenas nas latitudes subpolares o ar da Corrente do Golfo e de Kuroshivo recebe calor até 20-30 kcal/cm2 por ano.
Em contraste com o calor latente de vaporização, o fluxo turbulento é fracamente retido pela atmosfera. Nos desertos é transmitido para cima e dissipado, razão pela qual as zonas desérticas atuam como áreas de resfriamento da atmosfera.
O regime térmico dos continentes é diferente devido à sua localização geográfica. O consumo de calor para evaporação nos continentes do norte é determinado pela sua posição na zona temperada; na África e na Austrália - a aridez das suas áreas significativas. Em todos os oceanos, uma enorme proporção de calor é perdida por evaporação. Então, parte desse calor é transferido para os continentes e aquece o clima das altas latitudes.
A análise da troca de calor entre a superfície dos continentes e dos oceanos permite-nos tirar as seguintes conclusões:
1. Nas latitudes equatoriais de ambos os hemisférios, a atmosfera recebe até 40 kcal/cm2 de calor por ano dos oceanos aquecidos.
2. Quase nenhum calor entra na atmosfera vindo dos desertos tropicais continentais.
3. A linha de equilíbrio zero atravessa as regiões subtropicais, perto da latitude 40 0.
4. Nas latitudes temperadas, o consumo de calor por radiação é maior que a radiação absorvida; isso significa que a temperatura climática do ar nas latitudes temperadas é determinada não pelo sol, mas pelo calor advectivo (trazido de baixas latitudes).
5. O balanço de radiação da Terra-Atmosfera é dissimétrico em relação ao plano equatorial: nas latitudes polares do hemisfério norte chega a 60, e nas correspondentes latitudes meridionais - apenas 20 kcal/cm 2 por ano; o calor é transferido para o hemisfério norte com mais intensidade do que para o sul, aproximadamente 3 vezes. O equilíbrio do sistema Terra-atmosfera determina a temperatura do ar.
8.16. Aquecimento e resfriamento da atmosfera durante a interação do sistema “oceano-atmosfera-continentes”
A absorção dos raios solares pelo ar não fornece mais do que 0,1 0 C de calor para a camada inferior do quilômetro da troposfera. A atmosfera não recebe mais do que 1/3 do seu calor diretamente do Sol, e absorve 2/3 da superfície terrestre e, sobretudo, da hidrosfera, que lhe transfere calor através do vapor de água evaporado da superfície do casca de água.
Os raios solares que passam pela concha gasosa do planeta encontram água na maioria dos lugares da superfície terrestre: nos oceanos, nos reservatórios e pântanos da terra, no solo úmido e na folhagem das plantas. A energia térmica da radiação solar é gasta principalmente na evaporação. A quantidade de calor gasta por unidade de água em evaporação é chamada de calor latente de vaporização. Quando o vapor se condensa, o calor da vaporização entra no ar e o aquece.
A absorção do calor solar pelos corpos d'água difere do aquecimento da terra. A capacidade térmica da água é aproximadamente 2 vezes maior que a do solo. Com a mesma quantidade de calor, a água aquece duas vezes mais fracamente que o solo. Ao esfriar, a relação se inverte. Se uma massa de ar frio penetra na superfície quente do oceano, o calor penetra numa camada de até 5 km. O aquecimento da troposfera se deve ao calor latente de vaporização.
A mistura turbulenta de ar (desordenada, desigual, caótica) cria correntes de convecção, cuja intensidade e direção dependem da natureza do terreno e da circulação planetária das massas de ar.
O conceito de processo adiabático. Um papel importante no regime térmico do ar pertence ao processo adiabático.
O conceito de processo adiabático. O papel mais importante no regime térmico da atmosfera pertence ao processo adiabático. O aquecimento e resfriamento adiabático do ar ocorrem em uma massa, sem troca de calor com outros meios.
Quando o ar desce das camadas superiores ou médias da troposfera ou ao longo das encostas das montanhas, ele entra das camadas rarefeitas para as mais densas, as moléculas de gás se aproximam, suas colisões se intensificam e a energia cinética do movimento das moléculas de ar se transforma em calor . O ar aquece sem receber calor de outras massas de ar ou da superfície terrestre. O aquecimento adiabático ocorre, por exemplo, nos trópicos, nos desertos e nos oceanos nas mesmas latitudes. O aquecimento adiabático do ar é acompanhado pela sua secagem (principal razão da formação de desertos na zona tropical).
Nas correntes ascendentes, o ar é resfriado adiabaticamente. Da densa troposfera inferior, sobe para a rarefeita troposfera média e superior. Ao mesmo tempo, sua densidade diminui, as moléculas se afastam umas das outras, colidem com menos frequência, a energia térmica recebida pelo ar da superfície aquecida se transforma em energia cinética e é gasta em trabalho mecânico para expandir o gás. Isso explica o resfriamento do ar à medida que sobe.
O ar seco esfria adiabaticamente em 1 0 C por 100 m de subida, este é um processo adiabático. Porém, o ar natural contém vapor d'água que, ao ser condensado, libera calor. Portanto, de fato, a temperatura cai 0,6 0 C por 100 m (ou 6 0 C por 1 km de altitude). Este é um processo adiabático úmido.
Ao descer, tanto o ar seco quanto o úmido aquecem igualmente, pois não ocorre condensação de umidade e o calor latente de vaporização não é liberado.
As características mais claramente típicas do regime térmico das terras se manifestam nos desertos: uma grande proporção da radiação solar é refletida em sua superfície luminosa, o calor não é gasto na evaporação e é usado para aquecer rochas secas. Eles aquecem o ar a altas temperaturas durante o dia. No ar seco, o calor não é retido e é irradiado livremente para a alta atmosfera e para o espaço interplanetário. Em escala planetária, os desertos também servem como janelas de resfriamento para a atmosfera.
A fim de avaliar corretamente o grau de aquecimento e resfriamento de várias superfícies terrestres, calcular a evaporação por , determinar mudanças nas reservas de umidade do solo, desenvolver métodos para prever o congelamento e também avaliar o impacto dos trabalhos de recuperação nas condições climáticas da superfície camada de ar, são necessários dados sobre o equilíbrio térmico da superfície terrestre.
A superfície da Terra recebe e perde calor continuamente como resultado da influência de vários fluxos de radiação de ondas curtas e longas. Absorvendo em maior ou menor grau a radiação total e a contra-radiação, a superfície terrestre aquece e emite radiação de ondas longas, o que significa que perde calor. O valor que caracteriza a perda de calor da terra
superfície é radiação efetiva. É igual à diferença entre a radiação da própria superfície terrestre e a contra-radiação da atmosfera. Como a contra-radiação da atmosfera é sempre um pouco menor que a da Terra, esta diferença é positiva. Durante o dia, a radiação efetiva é coberta pela radiação de ondas curtas absorvida. À noite, na ausência de radiação solar de ondas curtas, a radiação efetiva reduz a temperatura da superfície terrestre. Em tempo nublado, devido ao aumento da contra-radiação da atmosfera, a radiação efetiva é muito menor do que em tempo claro. O resfriamento da superfície terrestre à noite também é menor. Em latitudes médias, a superfície da Terra perde, através da radiação efetiva, aproximadamente metade da quantidade de calor que recebe da radiação absorvida.
A chegada e o consumo de energia radiante são estimados pelo valor do balanço de radiação da superfície terrestre. É igual à diferença entre a radiação absorvida e a efetiva, disso depende o estado térmico da superfície terrestre - seu aquecimento ou resfriamento. Durante o dia, é positivo quase o tempo todo, ou seja, a entrada de calor excede a saída de calor. À noite, o balanço de radiação é negativo e igual à radiação efetiva. Os valores anuais do balanço de radiação da superfície terrestre, com exceção das latitudes mais altas, são positivos em todos os lugares. Esse excesso de calor é gasto no aquecimento da atmosfera por meio de condução turbulenta de calor, evaporação e troca de calor com camadas mais profundas de solo ou água.
Se considerarmos as condições de temperatura durante um longo período (um ano ou melhor, uma série de anos), então a superfície da Terra, a atmosfera separadamente e o sistema Terra-atmosfera estão num estado de equilíbrio térmico. Sua temperatura média varia pouco de ano para ano. De acordo com a lei da conservação da energia, podemos assumir que a soma algébrica dos fluxos de calor que entram e saem da superfície terrestre é igual a zero. Esta é a equação para o balanço de calor da superfície da Terra. Seu significado é que o equilíbrio de radiação da superfície terrestre é equilibrado pela transferência de calor não radiativa. A equação do balanço de calor, via de regra, não leva em consideração (devido à sua pequenez) fluxos como calor transferido por precipitação, consumo de energia para fotossíntese, ganho de calor por oxidação de biomassa, bem como consumo de calor para derretimento de gelo ou neve, ganho de calor devido ao congelamento da água.
O equilíbrio térmico do sistema Terra-atmosfera durante um longo período também é zero, ou seja, a Terra como planeta está em equilíbrio térmico: a radiação solar que chega ao limite superior da atmosfera é equilibrada pela radiação que escapa para o espaço a partir do limite superior da atmosfera. a atmosfera.
Se considerarmos a quantidade que chega ao limite superior da atmosfera como 100%, então 32% dessa quantidade é dissipada na atmosfera. Destes, 6% voltam para o espaço sideral. Conseqüentemente, 26% atinge a superfície terrestre na forma de radiação espalhada; 18% da radiação é absorvida pelo ozônio, aerossóis e vai aquecer a atmosfera; 5% é absorvido pelas nuvens; 21% da radiação escapa para o espaço como resultado da reflexão das nuvens. Assim, a radiação que chega à superfície terrestre é de 50%, sendo que a radiação direta representa 24%; 47% são absorvidos pela superfície da Terra e 3% da radiação que chega é refletida de volta ao espaço. Como resultado, 30% da radiação solar deixa o limite superior da atmosfera para o espaço sideral. Essa quantidade é chamada de albedo planetário da Terra. Para o sistema “Atmosfera Terrestre”, 30% da radiação solar refletida e espalhada, 5% da radiação terrestre e 65% da radiação atmosférica voltam para o espaço através do limite superior da atmosfera, ou seja, um total de 100%.
Detenhamo-nos primeiro nas condições térmicas da superfície terrestre e nas camadas superiores do solo e dos reservatórios. Isto 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 na temperatura nas camadas inferiores da atmosfera são determinadas principalmente pelas mudanças na temperatura da superfície terrestre e acompanham essas mudanças.
A superfície da Terra, isto é, a superfície do solo ou da água (bem como as plantas, a neve e a cobertura de gelo), recebe e perde calor continuamente de diferentes maneiras. Através da superfície da Terra, o calor é transferido para cima, para a atmosfera, e para baixo, para o solo ou água.
Em primeiro lugar, a radiação total e a contra-radiação da atmosfera chegam à superfície da Terra. São mais ou menos absorvidos pela superfície, ou seja, vão aquecer as camadas superiores do solo e da água. Ao mesmo tempo, a superfície da Terra irradia e ao mesmo tempo perde calor.
Em segundo lugar, o calor chega à superfície da Terra vindo de cima, da atmosfera, por condução térmica. Da mesma forma, o calor escapa da superfície terrestre para a atmosfera. Por condução térmica, o calor também se move da superfície da Terra para o solo e para a água, ou chega à superfície da Terra vindo 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 dela. No primeiro caso, o calor latente é liberado; no segundo, o calor passa para o estado latente.
Em qualquer período de tempo, a mesma quantidade de calor sai da superfície da Terra para cima e para baixo e recebe de cima e de baixo durante esse período. Caso contrário, a lei da conservação da energia não se cumpriria: seria necessário assumir que a energia aparece ou desaparece na superfície terrestre. Contudo, é possível que, por exemplo, mais calor suba do que veio de cima; neste caso, o excesso de transferência de calor deve ser coberto pela chegada de calor à superfície vindo das profundezas do solo ou da água.
Portanto, a soma algébrica de todas as entradas e saídas de calor na superfície da Terra deve ser igual a zero. Isto 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 num balanço de radiação.
Denotemos a chegada de calor do ar ou sua liberação no ar pela condutividade térmica como P. O mesmo ganho ou fluxo através da troca de calor com camadas mais profundas de solo ou água será chamado de A. A perda de calor durante a evaporação ou sua a 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.
Também podemos dizer que o significado da equação é que o balanço de radiação na superfície terrestre é equilibrado pela transferência de calor não radiativa (Fig. 5.1).
A equação (1) é válida para qualquer período de tempo, incluindo um período plurianual.
Do fato de o balanço térmico da superfície terrestre ser zero, não se segue que a temperatura da superfície não mude. Quando a transferência de calor é direcionada para baixo, o calor que vem de cima para a superfície e vai profundamente a partir dela permanece em grande parte na camada superior do solo ou da água (na chamada camada ativa). A temperatura desta camada e, portanto, a temperatura da superfície terrestre, aumenta. Pelo contrário, quando o calor é transferido através da superfície da Terra de baixo para cima, para a atmosfera, o calor sai 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 terrestre em qualquer lugar muda pouco. Isso significa que durante o dia quase tanto calor penetra profundamente no solo ou na água durante o dia quanto sai à noite. Mesmo assim, durante o dia de verão, um pouco mais de calor desce do que vem de baixo. Portanto, as camadas de solo e água e, portanto, sua superfície, aquecem dia após dia. No inverno ocorre o processo inverso. Essas mudanças sazonais no fluxo e fluxo de calor no solo e na água são quase equilibradas ao longo do ano, e a temperatura média anual da superfície terrestre e da camada ativa muda pouco de ano para ano.
Equilíbrio térmico da Terra- a relação entre a energia que entra e a que sai (radiante e térmica) na superfície da Terra, na atmosfera e no sistema Terra-atmosfera. A principal fonte de energia para a grande maioria dos processos físicos, químicos e biológicos na atmosfera, hidrosfera e nas camadas superiores da litosfera é a radiação solar, portanto a distribuição e proporção dos componentes do balanço térmico caracterizam suas transformações nestes cartuchos.
O balanço térmico é uma formulação particular da lei de conservação de energia e é compilado para uma seção da superfície terrestre (balanço térmico da superfície terrestre); para uma coluna vertical que passa pela atmosfera (balanço térmico da atmosfera); para a mesma coluna que passa pela atmosfera e pelas camadas superiores da litosfera ou hidrosfera (balanço térmico do sistema Terra-atmosfera).
Equação do balanço de calor da superfície terrestre:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
representa a soma algébrica dos fluxos de energia entre um elemento da superfície terrestre e o espaço circundante. Nesta fórmula:
R - balanço de radiação, diferença entre a radiação solar de ondas curtas absorvida e a radiação efetiva de ondas longas da superfície terrestre.
P é o fluxo de calor que surge 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 balanço de radiação (ou radiação residual) R - a diferença entre a radiação solar de ondas curtas absorvida e a radiação efetiva de ondas longas da superfície da Terra. Um valor positivo ou negativo do balanço de radiação é compensado por vários fluxos de calor. Como a temperatura da superfície terrestre geralmente não é igual à temperatura do ar, ocorre um fluxo de calor P entre a superfície subjacente e a atmosfera. Um fluxo de calor semelhante F0 é observado entre a superfície terrestre 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 reservatórios a troca de calor, via de regra, é de natureza mais ou menos turbulenta. O fluxo de calor F0 entre a superfície de um reservatório e suas camadas mais profundas é numericamente igual à mudança no conteúdo de calor do reservatório durante um determinado intervalo de tempo e à transferência de calor por correntes no reservatório. De importância significativa no balanço térmico da superfície terrestre é geralmente o consumo de calor para evaporação LE, 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 do superfície terrestre, sua temperatura, umidade do ar e a intensidade da troca turbulenta de calor na camada superficial do ar, que determina a taxa de transferência do vapor d'água da superfície terrestre para a atmosfera.
A equação do balanço de calor atmosférico tem a forma:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
onde ΔW é a magnitude da mudança no conteúdo de calor dentro da parede vertical da coluna atmosférica.
O balanço térmico da atmosfera é composto pelo seu balanço de radiação Ra; calor que entra ou sai Lr durante as transformações de fase da água na atmosfera (g - precipitação total); entrada ou saída de calor P devido à troca turbulenta de calor da atmosfera com a superfície terrestre; a chegada ou perda de calor Fa causada pela troca de calor através das paredes verticais da coluna, que está associada a movimentos atmosféricos ordenados e macroturbulência. Além disso, a equação do balanço de calor atmosférico inclui o termo ΔW, igual à mudança no conteúdo de calor dentro da coluna.
A equação do balanço de calor do sistema Terra - atmosfera corresponde à soma algébrica dos termos das equações de balanço de calor da superfície e da atmosfera terrestre. Os componentes do balanço térmico da superfície e da atmosfera terrestre para várias regiões do globo são determinados por observações meteorológicas (em estações actinométricas, em estações especiais de balanço térmico, em satélites meteorológicos da Terra) ou por cálculos climatológicos.
Os valores médios de latitude dos componentes do balanço térmico da superfície terrestre para os oceanos, terra e Terra e o balanço térmico da atmosfera são apresentados nas tabelas, onde os valores dos membros do balanço térmico são considerados positivos se corresponderem à chegada do calor. Como estas tabelas se referem a condições médias anuais, não incluem termos que caracterizem as alterações no conteúdo de calor da atmosfera e das camadas superiores da litosfera, uma vez que para estas condições são próximos de zero.
Para a Terra como planeta, juntamente com a atmosfera, o diagrama de balanço térmico é apresentado na Fig. Uma unidade de área superficial do limite externo da atmosfera recebe um fluxo de radiação solar igual a uma média de cerca de 250 kcal/cm2 por ano, dos quais cerca de 1/3 é refletido para o espaço, e 167 kcal/cm2 por ano. ano é absorvido pela Terra
Troca de calor um processo espontâneo e irreversível de transferência de calor no espaço, causado por um campo de temperatura não uniforme. No caso geral, a transferência de calor também pode ser causada pela falta de homogeneidade de campos de outras grandezas físicas, por exemplo, uma 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 troca de calor determina ou acompanha muitos processos na natureza (por exemplo, o curso da evolução das estrelas e dos 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, transferência de calor são considerados juntamente com transferência de massa. A troca 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) das partes mais aquecidas do corpo para as menos aquecidas, levando à equalização da temperatura. Com a condução térmica, a transferência de energia em um corpo ocorre como resultado da transferência direta de energia de partículas (moléculas, átomos, elétrons) com maior energia para partículas com menor energia. Se a mudança relativa na temperatura da condutividade térmica a uma distância do caminho livre médio das partículas l for 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 , isto é (17)
onde λ é o coeficiente de condutividade térmica, ou simplesmente condutividade térmica, não depende do grad T [λ depende do estado de agregação da substância (ver tabela), sua estrutura atômico-molecular, temperatura e pressão, composição (no caso de uma mistura ou solução).
O sinal negativo 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. Troca 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, a transferência de calor na parede, a transferência de calor da parede para um meio móvel mais frio. A intensidade da transferência de calor durante a transferência de calor é caracterizada pelo coeficiente de transferência de calor k, numericamente igual à quantidade de calor que é transferida através de uma unidade de superfície da parede por unidade de tempo com uma diferença de temperatura entre líquidos de 1 K; dimensão k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. O valor de R, o inverso do coeficiente de transferência de calor, é chamado de resistência térmica total à transferência de calor. 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 - coeficiente de condutividade térmica. Na maioria dos casos encontrados na prática, o coeficiente de transferência de calor é determinado experimentalmente. Neste caso, os resultados obtidos são processados por métodos semelhantes à teoria
Transferência de calor radiante - A transferência de calor por radiação ocorre como resultado dos processos de conversão da energia interna de uma substância em energia de radiação, transferência de energia de radiação e sua absorção pela substância. O curso dos processos de transferência de calor radiante é determinado pela posição relativa no espaço dos corpos que trocam calor e pelas propriedades do meio que separa esses corpos. Uma diferença significativa entre a transferência de calor radiante e outros tipos de transferência de calor (condução de calor, transferência de calor convectiva) é que ela pode ocorrer na ausência de um meio material que separe as superfícies de transferência de calor, uma vez que ocorre como resultado da propagação de energia eletromagnética radiação.
A energia radiante que cai no processo de troca de calor radiante na superfície de um corpo opaco e caracterizada pelo valor do fluxo de radiação incidente Qpad é parcialmente absorvida pelo corpo e parcialmente refletida em sua superfície (ver figura).
O fluxo de radiação absorvido Qabs é determinado pela relação:
Qabs = Um Qpad, (20)
onde A é a capacidade de absorção do corpo. Devido ao fato de que para um corpo opaco
Qpad = Qab + Qotp, (21)
onde Qotr é o fluxo de radiação refletido na superfície do corpo, este último valor é igual a:
Qotr = (1 - A) Qpad, (22)
onde 1 - A = 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 negro. Qualquer corpo cuja temperatura seja diferente do zero absoluto emite energia devido ao aquecimento do corpo. Essa radiação é chamada de radiação própria do corpo e é caracterizada pelo fluxo de sua própria radiação Qgeral. A radiação intrínseca por unidade de área de superfície do corpo é chamada de densidade de fluxo da radiação intrínseca ou emissividade do corpo. Esta última, de acordo com a lei da radiação de Stefan-Boltzmann, é proporcional à temperatura corporal elevada à quarta potência. A relação entre a emissividade de um corpo e a emissividade de um corpo absolutamente negro na mesma temperatura é chamada de grau de emissividade. Para todos os corpos, o grau de escuridão é menor que 1. Se para algum corpo isso não depende do comprimento de onda da radiação, então esse corpo é chamado de cinza. A natureza da distribuição da energia da radiação de um corpo cinza ao longo dos 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 cinzento é igual à sua capacidade de absorção.
A superfície de qualquer corpo incluído no sistema emite fluxos de radiação refletida Qotр e sua própria radiação Qcob; a quantidade total de energia que sai da superfície do corpo é chamada de fluxo de radiação efetivo Qeff e é determinada pela relação:
Qeff = 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 radiação absorvida. Magnitude
Qpez = Qcob - Qabl (24)
é chamado de fluxo de radiação resultante e mostra quanta energia um corpo recebe ou perde por unidade de tempo como resultado da transferência de calor radiante. O fluxo de radiação resultante também pode ser expresso na forma
Qpez = Qeff - Qpad, (25)
isto é, como a diferença entre o gasto total e a chegada total de energia radiante à superfície do corpo. Portanto, considerando que
Qpad = (Qcob - Qpe) / UMA, (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 características ópticas de todas essas superfícies forem conhecidas. Para resolver este problema, além da última relação, é necessário esclarecer a relação entre o fluxo Qpad em uma determinada superfície e os fluxos Qeff em todas as superfícies incluídas no sistema de transferência de calor radiante. Para encontrar essa relação, utiliza-se o conceito de coeficiente de radiação angular médio, que mostra qual fração da radiação hemisférica (ou seja, 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 Qpad em quaisquer superfícies incluídas no sistema de transferência de calor radiante é determinado como a soma dos produtos de Qeff de todas as superfícies (incluindo esta, se for côncava) e os correspondentes coeficientes de radiação angular.
A transferência de calor radiante desempenha um papel significativo nos processos de transferência de calor que ocorrem a temperaturas de cerca de 1000 °C e superiores. É amplamente utilizado em vários campos da tecnologia: metalurgia, engenharia de energia térmica, energia nuclear, tecnologia de foguetes, tecnologia química, tecnologia de secagem, tecnologia solar.
A Terra recebe calor absorvendo a radiação solar de ondas curtas na atmosfera e especialmente na superfície da Terra. A radiação solar é praticamente a única fonte de calor que entra no sistema atmosfera-terra. Outras fontes de calor (calor liberado durante a decomposição de elementos radioativos dentro da Terra, calor gravitacional, etc.) no total fornecem apenas um cinco milésimo do calor que atinge o limite superior da atmosfera da radiação solar. elaborando a equação do balanço de calor .
O calor é perdido com a radiação de ondas curtas que escapa para o espaço sideral, refletida da atmosfera Soa e do SOP da superfície terrestre, e devido à emissão efetiva de radiação de ondas longas Ee pela superfície terrestre e radiação atmosférica Ea.
Assim, no limite superior da atmosfera, o equilíbrio de calor da Terra como planeta consiste na troca de calor radiante (radiativa):
SO - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)
onde?Se, mudança no conteúdo de calor do sistema “atmosfera-Terra” durante um período de tempo?t.
Consideremos os termos desta equação durante um período anual. O fluxo de radiação solar à distância média da Terra ao Sol é de aproximadamente 42,6-10° J/(m2-ano). Deste fluxo a Terra recebe uma quantidade de energia igual ao produto da constante solar I0 pela área da seção transversal da Terra pR2, ou seja, I0 pR2, onde R é o raio médio da Terra. Sob a influência da rotação da Terra, essa energia se distribui por toda a superfície do globo, igual a 4рR2. Consequentemente, o valor médio do fluxo de radiação solar sobre a superfície horizontal da Terra, sem levar em conta a sua atenuação pela atmosfera, é I® рR2/4рR3 = Iо/4, ou 0,338 kW/m2. Ao longo de um ano, cada metro quadrado da superfície do limite externo da atmosfera recebe em média cerca de 10,66-109 J, ou 10,66 GJ de energia solar, ou seja, I® = 10,66 GJ/(m2*ano).
Vamos considerar a parte do consumo da equação (1). A radiação solar que chega ao limite externo da atmosfera penetra parcialmente na atmosfera e é parcialmente refletida pela atmosfera e pela superfície da Terra para o espaço sideral. De acordo com os dados mais recentes, o albedo médio da Terra é estimado em 33%: consiste na reflexão das nuvens (26%) e na reflexão da superfície subjacente (7:%). Então a radiação refletida pelas nuvens é Soa = 10,66*0,26 = 2,77 GJ/(m2*ano), pela superfície terrestre - SOP = 10,66*0,07 = 0,75 GJ/(m2*ano) e em geral, a Terra reflete 3,52 GJ/(m2*ano).
A superfície terrestre, aquecida pela absorção da radiação solar, torna-se uma fonte de radiação de ondas longas que aquece a atmosfera. A superfície de qualquer corpo com temperatura acima do zero absoluto emite continuamente energia térmica. A superfície e a atmosfera da Terra não são exceção. De acordo com a lei de Stefan-Boltzmann, a intensidade da radiação depende da temperatura do corpo e da sua emissividade:
E = vuT4, (2)
onde E é a intensidade da radiação, ou radiação intrínseca, W/m2; β é a emissividade do corpo em relação a um corpo absolutamente negro, para o qual β = 1; y - constante de Stefan-Boltzmann, igual a 5,67*10-8 W/(m2*K4); T é a temperatura corporal absoluta.
Os valores para diferentes superfícies variam de 0,89 (superfície de água lisa) a 0,99 (grama verde densa). Em média, para a superfície da Terra, é considerado igual a 0,95.
As temperaturas absolutas da superfície terrestre estão entre 190 e 350 K. Nessas temperaturas, a radiação emitida tem comprimentos de onda de 4 a 120 mícrons e, portanto, toda ela é infravermelha e não é percebida pelo olho.
A radiação intrínseca da superfície terrestre - E3, calculada conforme a fórmula (2), é igual a 12,05 GJ/(m2*ano), o que equivale a 1,39 GJ/(m2*ano), ou 13% superior à radiação solar recebida no limite superior da atmosfera S0. Uma liberação tão grande de radiação pela superfície terrestre levaria ao seu rápido resfriamento se isso não fosse evitado pelo processo de absorção da radiação solar e atmosférica pela superfície terrestre. A radiação infravermelha terrestre, ou radiação intrínseca da superfície terrestre, na faixa de comprimento de onda de 4,5 a 80 mícrons é intensamente absorvida pelo vapor de água atmosférico e apenas na faixa de 8,5 a 11 mícrons passa pela atmosfera e vai para o espaço sideral. Por sua vez, o vapor de água atmosférico também emite radiação infravermelha invisível, a maior parte da qual é direcionada para a superfície da Terra e o restante vai para o espaço sideral. A radiação atmosférica que chega à superfície da Terra é chamada de contra-radiação da atmosfera.
Da radiação contrária da atmosfera, a superfície terrestre absorve 95% do seu valor, pois, segundo a lei de Kirchhoff, a capacidade de emissão radiativa de um corpo é igual à sua capacidade de absorção de radiação. Assim, a contra-radiação da atmosfera é uma importante fonte de calor para a superfície terrestre, além da radiação solar absorvida. A contra-radiação da atmosfera não pode ser determinada diretamente e é calculada por métodos indiretos. A contra-radiação da atmosfera absorvida pela superfície terrestre é Eza = 10,45 GJ/(m2 * ano). Em relação ao S0 é de 98%.
A contra-radiação é sempre menor que a terrestre. Portanto, a superfície da Terra perde calor devido à diferença positiva entre a sua própria radiação e a contra-radiação. A diferença entre a radiação da própria superfície terrestre e a radiação em contracorrente da atmosfera é chamada de radiação efetiva (Ee):
Ee = Ez - Eza (3)
troca de calor solar terrestre
A radiação efetiva é a perda líquida de energia radiante e, portanto, de calor, da superfície da Terra. Este calor que escapa para o espaço é de 1,60 GJ/(m2 * ano), ou 15% da radiação solar recebida no limite superior da atmosfera (seta Ez na Fig. 9.1). Nas latitudes temperadas, a superfície da Terra perde através da radiação efetiva aproximadamente metade da quantidade de calor que recebe da radiação absorvida.
A radiação da atmosfera é mais complexa do que a radiação da superfície da Terra. Em primeiro lugar, de acordo com a lei de Kirchhoff, a energia é emitida apenas pelos gases que a absorvem, ou seja, vapor de água, dióxido de carbono e ozono. Em segundo lugar, a radiação de cada um destes gases é complexa e seletiva. Como o conteúdo de vapor d'água diminui com a altura, as camadas da atmosfera com maior emissão ficam em altitudes de 6 a 10 km. Radiação de ondas longas da atmosfera no espaço mundial Ea = 5,54 GJ/(m2*ano), que representa 52% do influxo de radiação solar para o limite superior da atmosfera. A radiação de ondas longas da superfície e da atmosfera terrestre que entra no espaço é chamada de radiação de saída da UE. No total, é igual a 7,14 GJ/(m2*ano), ou 67% do influxo de radiação solar.
Substituindo os valores encontrados de So, Soa, Sop, Ee e Ea na equação (1), obtemos - ?Sз = 0, ou seja, a radiação que sai, juntamente com a radiação de ondas curtas refletida e espalhada So, compensa o influxo de radiação solar para a Terra. Em outras palavras, a Terra, juntamente com a atmosfera, perde tanta radiação quanto recebe e, portanto, está em estado de equilíbrio de radiação.
O equilíbrio térmico da Terra é confirmado por observações de temperatura a longo prazo: a temperatura média da Terra muda pouco de ano para ano e permanece quase inalterada de um período de longo prazo para outro.
