Toplotno ravnovesje zemeljskega površja in sistema zemlja-troposfera. Sevanje in toplotna bilanca Poglejte, kaj je "toplotna bilanca zemeljskega površja" v drugih slovarjih

Ozračje, tako kot zemeljska površina, skoraj vso toploto prejme od Sonca. Drugi viri ogrevanja vključujejo toploto, ki prihaja iz zemeljskega črevesa, vendar je le delček odstotka celotne količine toplote.

Čeprav je sončno sevanje edini vir toplote za zemeljsko površino, toplotni režim geografskega ovoja ni le posledica sevalne bilance. Sončna toplota se pretvarja in prerazporedi pod vplivom zemeljskih dejavnikov, predvsem pa jo preoblikujejo zračni in oceanski tokovi. Ti pa so posledica neenakomerne porazdelitve sončnega sevanja po zemljepisnih širinah. To je eden najbolj nazornih primerov tesne globalne povezanosti in interakcije različnih komponent v naravi.

Za živo naravo Zemlje je pomembna prerazporeditev toplote med različnimi zemljepisnimi širinami, pa tudi med oceani in celinami. Zahvaljujoč temu procesu se na zemeljski površini zgodi zelo zapletena prostorska prerazporeditev toplote v skladu z vrhunskimi smermi gibanja zračnih in oceanskih tokov. Vendar pa je skupni prenos toplote praviloma usmerjen od nizkih zemljepisnih širin do visokih zemljepisnih širin in od oceanov do celin.

Porazdelitev toplote v atmosferi poteka s konvekcijo, toplotno prevodnostjo in sevanjem. Toplotna konvekcija se kaže povsod na planetu, vetrovi, naraščajoči in padajoči zračni tokovi so povsod prisotni. Konvekcija je še posebej izrazita v tropih.

Toplotna prevodnost, to je prenos toplote pri neposrednem stiku atmosfere s toplo ali hladno površino zemlje, je relativno malo pomembna, saj je zrak slab prevodnik toplote. Prav ta lastnost je našla široko uporabo pri izdelavi okenskih okvirjev z dvojno zasteklitvijo.

Pritoki in odtoki toplote v nižji atmosferi na različnih zemljepisnih širinah niso enaki. Severno od 38°S sh. več toplote se oddaja kot absorbira. To izgubo nadomestijo topli oceanski in zračni tokovi, usmerjeni v zmerne zemljepisne širine.

Za proces prejema in porabe sončne energije, ogrevanja in hlajenja celotnega sistema zemeljske atmosfere je značilna toplotna bilanca. Če vzamemo letni vnos sončne energije na zgornjo mejo atmosfere kot 100 %, bo ravnovesje sončne energije videti takole: 42 % se odbije od Zemlje in se vrne nazaj v vesolje (ta vrednost označuje Zemljino albedo), pri čemer se 38 % odbije od atmosfere in 4 % - od površine zemlje. Preostanek (58%) se absorbira: 14% - atmosfera in 44% - zemeljska površina. Ogrevana površina Zemlje vrača vso energijo, ki jo absorbira. Hkrati je sevanje energije zemeljske površine 20%, 24% se porabi za ogrevanje zraka in izhlapevanje vlage (5,6% za ogrevanje zraka in 18,4% za izhlapevanje vlage).

Takšne splošne značilnosti toplotne bilance zemeljske oble kot celote. Pravzaprav za različne zemljepisne pasove za različne površine toplotna bilanca še zdaleč ni enaka. Tako je toplotna bilanca katerega koli ozemlja motena ob sončnem vzhodu in sončnem zahodu, s spremembo letnih časov, odvisno od atmosferskih razmer (oblačnost, vlažnost zraka in vsebnost prahu v njem), narave površja (voda ali zemlja, gozd ali čebula). , snežna odeja ali gola tla). ), nadmorska višina. Največ toplote se oddaja ponoči, pozimi in skozi redek, čist in suh zrak na visoki nadmorski višini. Toda na koncu se izgube zaradi sevanja nadomestijo s toploto, ki prihaja iz Sonca, in stanje dinamičnega ravnotežja prevladuje na Zemlji kot celoti, sicer bi se segrela ali, nasprotno, ohladila.

Temperatura zraka

Ogrevanje atmosfere poteka na precej zapleten način. Kratke valovne dolžine sončnih žarkov, ki segajo od vidne rdeče do ultravijolične svetlobe, se v bližini zemeljskega površja pretvorijo v daljše toplotne valove, ki kasneje, ko se oddajajo z zemeljskega površja, segrejejo ozračje. Spodnje plasti ozračja se segrejejo hitreje kot zgornje, kar je razloženo z navedenim toplotnim sevanjem zemeljske površine in dejstvom, da imajo visoko gostoto in so nasičene z vodno paro.

Značilnost vertikalne porazdelitve temperature v troposferi je njeno upadanje z višino. Povprečni navpični temperaturni gradient, to je povprečno znižanje, izračunano na 100 m nadmorske višine, je 0,6 ° C. Hlajenje vlažnega zraka spremlja kondenzacija vlage. V tem primeru se sprosti določena količina toplote, ki je bila porabljena za tvorbo pare. Zato, ko se vlažen zrak dvigne, se ohladi skoraj dvakrat počasneje kot suh zrak. Geotermalni koeficient suhega zraka v troposferi je v povprečju 1 °C.

Zrak, ki se dviga iz ogrevane površine kopnega in vodnih teles, vstopi v območje nizkega tlaka. To mu omogoča, da se širi, v povezavi s tem pa se določena količina toplotne energije pretvori v kinetično energijo. Kot rezultat tega postopka se zrak ohladi. Če hkrati ne prejema toplote od nikoder in je ne daje nikamor, potem celoten opisani proces imenujemo adiabatsko ali dinamično hlajenje. In obratno, zrak se spusti, vstopi v območje visokega tlaka, kondenzira ga zrak, ki ga obdaja, in mehanska energija se pretvori v toplotno energijo. Zaradi tega se zrak segreva adiabatno, ki v povprečju znaša 1 °C na vsakih 100 m posedanja.

Včasih se temperatura dvigne z višino. Ta pojav se imenuje inverzija. Vzroki za manifestacije u " so različni: sevanje z Zemlje nad ledenimi ploščami, prehajanje močnih tokov toplega zraka preko mrzle površine. Inverzije so še posebej značilne za gorske regije: močan hladen zrak teče v gorske kotanje in tam stagnira ter izpodriva lažji topel zrak navzgor.

Dnevne in letne spremembe temperature zraka odražajo toplotno stanje površine. V površinski plasti zraka je dnevni maksimum določen ob 14-15 uri, minimum pa opazimo po sončnem vzhodu. Največja dnevna amplituda poteka v subtropskih zemljepisnih širinah (30 ° C), najmanjša - na polarnih (5 ° C). Letni potek temperature je odvisen od zemljepisne širine, narave spodnje površine, višine mesta nad gladino oceana, reliefa in oddaljenosti od oceana.

V porazdelitvi letnih temperatur na zemeljskem površju so se pokazale določene geografske zakonitosti.

1. Na obeh hemisferah se povprečne temperature znižujejo proti polom. Vendar se toplotni ekvator - topla vzporednica s povprečno letno temperaturo 27°C - nahaja na severni polobli na približno 15-20° zemljepisne širine. To je razloženo z dejstvom, da zemljišče tukaj zavzema večjo površino kot na geografskem ekvatorju.

2. Od ekvatorja proti severu in jugu se temperature spreminjajo neenakomerno. Med ekvatorjem in 25. vzporednikom se temperatura znižuje zelo počasi – manj kot dve stopinji na vsakih deset stopinj zemljepisne širine. Med 25° in 80° zemljepisne širine na obeh poloblih temperature zelo hitro padajo. Ponekod to znižanje preseže 10 °C. Nadaljnje proti polom se hitrost padca temperature spet zmanjša.

3. Povprečne letne temperature vseh vzporednic južne poloble so nižje od temperature ustreznih vzporednic severne poloble. Povprečna temperatura zraka pretežno "celinske" severne poloble je januarja +8,6 ° C, julija +22,4 ° C; na južni "oceanski" polobli je povprečna julijska temperatura +11,3 ° C, januarja - +17,5 ° C. Letna amplituda nihanja temperature zraka na severni polobli je dvakrat večja zaradi posebnosti porazdelitve kopno in morje na ustreznih zemljepisnih širinah ter hladilni učinek veličastne ledene kupole Antarktike na podnebje južne poloble.

Izotermične karte zagotavljajo pomembne značilnosti porazdelitve temperatur zraka na Zemlji. Tako lahko na podlagi analize porazdelitve julijskih izoterm na zemeljskem površju oblikujemo naslednje glavne zaključke.

1. V zunajtropskih območjih obeh hemisfer se izoterme nad celinami upogibajo proti severu glede na položaj na oknih. Na severni polobli je to posledica dejstva, da se kopno segreje bolj kot morje, na južni pa nasprotno razmerje: v tem času je zemlja hladnejša od morja.

2. Nad oceani julijske izoterme odražajo vpliv tokov hladne temperature zraka. To je še posebej opazno ob tistih zahodnih obalah Severne Amerike in Afrike, ki jih sperejo hladne korespondence kalifornijskega in kanarskega oceanskega toka. Na južni polobli so izoterme ukrivljene v nasprotni smeri proti severu – tudi pod vplivom hladnih tokov.

3. Najvišje povprečne julijske temperature opazimo v puščavah, ki se nahajajo severno od ekvatorja. Še posebej vroče je v tem času v Kaliforniji, Sahari, Arabiji, Iranu in notranjosti Azije.

Tudi porazdelitev januarskih izoterm ima svoje značilnosti.

1. Zavoji izoterm nad oceani na severu in nad kopnim na jugu postanejo še bolj izraziti, bolj kontrastni. To je najbolj izrazito na severni polobli. Močni zavoji izoterm proti severnemu tečaju odražajo povečanje toplotne vloge oceanskih tokov Zalivskega toka v Atlantskem oceanu in Kuro-Sio v Tihem oceanu.

2. V zunajtropskih predelih obeh hemisfer so izoterme nad celinami opazno ukrivljene proti jugu. To je posledica dejstva, da je na severni polobli zemlja hladnejša, na južni polobli pa je toplejša od morja.

3. Najvišje povprečne januarske temperature se pojavljajo v puščavah tropskega pasu južne poloble.

4. Območji največjega ohlajanja na planetu januarja, tako kot julija, sta Antarktika in Grenlandija.

Na splošno lahko trdimo, da imajo izoterme južne poloble v vseh letnih časih bolj premočrtni (latitudinalni) vzorec. Odsotnost pomembnih anomalij v poteku izoterm tukaj je razložena s precejšnjo prevlado vodne površine nad kopnim. Analiza poteka izoterm kaže na tesno odvisnost temperatur ne le od velikosti sončnega sevanja, temveč tudi od prerazporeditve toplote z oceanskimi in zračnimi tokovi.

Koncept termobaričnega polja Zemlje

Sezonska nihanja bilance sevanja

Sezonska nihanja sevalnega režima Zemlje kot celote ustrezajo spremembam v izpostavljenosti severne in južne poloble med letnim vrtenjem Zemlje okoli Sonca.

V ekvatorialnem pasu ni sezonskih nihanj sončne toplote: tako decembra kot julija je bilanca sevanja 6-8 kcal/cm 2 na kopnem in 10-12 kcal/cm 2 na morju na mesec.

V tropskih območjih sezonska nihanja so že precej jasno izražena. Na severni polobli - v Severni Afriki, Južni Aziji in Srednji Ameriki - decembra je sevalna bilanca 2-4 kcal / cm 2, junija pa 6-8 kcal / cm 2 na mesec. Enako sliko opazimo na južni polobli: sevalna bilanca je višja decembra (poleti), nižja junija (zima).

Po vsem zmernem pasu decembra, severno od subtropskih območij (ničelna bilančna črta poteka skozi Francijo, Srednjo Azijo in otok Hokaido) je bilanca negativna. Junija, tudi blizu polarnega kroga, je bilanca sevanja 8 kcal/cm2 na mesec. Največja amplituda sevalne bilance je značilna za celinsko severno poloblo.

Toplotni režim troposfere določata tako dotok sončne toplote kot dinamika zračnih mas, ki izvajajo advekcijo toplote in mraza. Po drugi strani pa samo gibanje zraka povzroča temperaturni gradient (padec temperature na enoto razdalje) med ekvatorialno in polarno širino ter med oceani in celinami. Kot rezultat teh kompleksnih dinamičnih procesov je nastalo termobarično polje Zemlje. Oba njena elementa - temperatura in tlak - sta tako medsebojno povezana, da je v geografiji običajno govoriti o enem samem termobaričnem polju Zemlje.

Toplota, ki jo prejme zemeljska površina, se pretvarja in prerazporedi v atmosferi in hidrosferi. Toplota se porabi predvsem za izhlapevanje, turbulentno izmenjavo toplote in za prerazporeditev toplote med kopnim in oceanom.

Največja količina toplote se porabi za izhlapevanje vode iz oceanov in celin. V tropskih zemljepisnih širinah oceanov izhlapevanje porabi približno 100-120 kcal / cm 2 na leto, v vodnih območjih s toplimi tokovi pa do 140 kcal / cm 2 na leto, kar ustreza izhlapevanju vodne plasti 2 m debel. V ekvatorialnem pasu se za izhlapevanje porabi veliko manj energije, to je približno 60 kcal / cm 2 na leto; to je enako izhlapevanju enometrske plasti vode.

Na celinah se največja poraba toplote za izhlapevanje pojavi v ekvatorialnem območju z vlažnim podnebjem. V tropskih zemljepisnih širinah so puščave z zanemarljivim izhlapevanjem. V zmernih zemljepisnih širinah so stroški toplote za izhlapevanje v oceanih 2,5-krat večji kot na kopnem. Površina oceana absorbira od 55 do 97 % vsega sevanja, ki pade nanjo. Na celotnem planetu se 80 % sončnega sevanja porabi za izhlapevanje in približno 20 % za turbulenten prenos toplote.

Toplota, porabljena za izhlapevanje vode, se med kondenzacijo pare prenese v ozračje v obliki latentne toplote izhlapevanja. Ta proces ima pomembno vlogo pri segrevanju zraka in gibanju zračnih mas.

Največjo količino toplote za celotno troposfero iz kondenzacije vodne pare prejmejo ekvatorialne širine - približno 100-140 kcal / cm 2 na leto. To je posledica dotoka ogromne količine vlage, ki so jo sem prinesli pasati iz tropskih voda, in dviga zraka nad ekvatorjem. V suhih tropskih zemljepisnih širinah je količina latentne toplote izhlapevanja naravno zanemarljiva: manj kot 10 kcal/cm2 na leto v celinskih puščavah in približno 20 kcal/cm2 na leto nad oceani. Voda ima odločilno vlogo pri toplotnem in dinamičnem režimu ozračja.

Sevalna toplota vstopa v ozračje tudi s turbulentno izmenjavo toplote zraka. Zrak je slab prevodnik toplote, zato lahko molekularna toplotna prevodnost zagotovi ogrevanje le majhne (nekaj metrov) spodnje plasti atmosfere. Troposfera se segreje z turbulentnim, curkom, vrtinčnim mešanjem: zrak spodnje plasti, ki meji na zemljo, se segreje, dviga v curkih, na njenem mestu pa se spusti zgornji hladen zrak, ki se tudi segreje. Na ta način se toplota hitro prenaša iz tal v zrak, iz ene plasti v drugo.

Turbulentni toplotni tok je večji nad celinami in manjši nad oceani. Najvišjo vrednost doseže v tropskih puščavah, do 60 kcal / cm 2 na leto, v ekvatorialnem in subtropskem pasu se zmanjša na 30-20 kcal / cm 2 in v zmernih - 20-10 kcal / cm 2 na leto. Na večjem območju oceanov voda odda v ozračje približno 5 kcal/cm2 na leto, le na subpolarnih širinah pa zrak iz Zalivskega toka in Kurošiva prejme toploto do 20-30 kcal/cm2 na leto.

V nasprotju z latentno toploto izhlapevanja atmosfera slabo zadržuje turbulentni tok. Po puščavah se prenaša navzgor in se razprši, zato puščavska območja delujejo kot območja ohlajanja ozračja.

Toplotni režim celin je zaradi geografskega položaja drugačen. Cena toplote za izhlapevanje na severnih celinah je odvisna od njihove lege v zmernem pasu; v Afriki in Avstraliji - suhost njihovih velikih območij. V vseh oceanih se ogromen delež toplote porabi za izhlapevanje. Nato se del te toplote prenese na celine in izolira podnebje visokih zemljepisnih širin.

Analiza prenosa toplote med površino celin in oceanov nam omogoča, da naredimo naslednje zaključke:

1. Na ekvatorialnih zemljepisnih širinah obeh polobli ozračje prejme toploto iz segretih oceanov do 40 kcal / cm 2 na leto.

2. Skoraj nič toplote ne pride v ozračje iz celinskih tropskih puščav.

3. Linija ničelnega ravnovesja poteka skozi subtropske regije, blizu 40 0 ​​zemljepisne širine.

4. V zmernih zemljepisnih širinah je poraba toplote zaradi sevanja večja od absorbiranega sevanja; to pomeni, da podnebno temperaturo zraka zmernih zemljepisnih širin ne določa sončna, temveč advektivna (prinesena iz nizkih zemljepisnih širin) toplota.

5. Ravnotežje sevanja Zemljine atmosfere je nesimetrično glede na ravnino ekvatorja: na polarnih širinah severne poloble doseže 60, na ustreznih južnih zemljepisnih širinah pa le 20 kcal/cm 2 na leto; toplota se na severno poloblo prenaša intenzivneje kot na južno, približno 3-krat. Ravnovesje sistema Zemlja-ozračje določa temperaturo zraka.

8.16 Ogrevanje in hlajenje ozračja v procesu interakcije sistema "ocean-atmosfera-celina"

Absorpcija sončnih žarkov z zrakom ne daje več kot 0,1 0 C toplote spodnji kilometrski plasti troposfere. Atmosfera ne prejme več kot 1/3 toplote neposredno od Sonca, 2/3 pa absorbira z zemeljske površine in predvsem iz hidrosfere, ki ji prenaša toploto preko vodne pare, ki izhlapeva s površine Zemlje. vodna lupina.

Sončni žarki, ki so prešli skozi plinski ovoj planeta, se srečajo z vodo na večini mest na zemeljskem površju: v oceanih, v vodnih telesih in kopenskih močvirjih, v vlažni zemlji in v listju rastlin. Toplotna energija sončnega sevanja se porabi predvsem za izhlapevanje. Količina toplote, porabljena na enoto izhlapevanja vode, se imenuje latentna toplota izhlapevanja. Ko para kondenzira, toplota izhlapevanja vstopi v zrak in ga segreje.

Asimilacija sončne toplote z vodnimi telesi se razlikuje od ogrevanja zemlje. Toplotna zmogljivost vode je približno 2-krat večja od toplotne zmogljivosti tal. Z enako količino toplote se voda segreje dvakrat šibkeje kot tla. Pri hlajenju se razmerje obrne. Če hladna zračna masa prodre v toplo oceansko površino, potem toplota prodre v plast do 5 km. Ogrevanje troposfere je posledica latentne toplote izhlapevanja.

Turbulentno mešanje zraka (naključno, neenakomerno, kaotično) ustvarja konvekcijske tokove, katerih intenzivnost in smer sta odvisna od narave terena in planetarnega kroženja zračnih mas.

Koncept adiabatnega procesa. Pomembno vlogo v toplotnem režimu zraka ima adiabatski proces.

Koncept adiabatnega procesa. Najpomembnejšo vlogo v toplotnem režimu atmosfere ima adiabatski proces. Adiabatsko segrevanje in hlajenje zraka poteka v isti masi, brez izmenjave toplote z drugimi mediji.

Ko se zrak spusti iz zgornjih ali srednjih plasti troposfere ali po pobočjih gora, vstopi v gostejše plasti iz redkih plasti, molekule plina se približujejo druga drugi, njihovi trki se okrepijo in kinetična energija gibanja molekul zraka se spremeni v toploto. . Zrak se segreva, ne da bi prejel toploto niti od drugih zračnih mas niti od zemeljske površine. Adiabatsko segrevanje se pojavi na primer v tropskem območju, nad puščavami in nad oceani na istih zemljepisnih širinah. Adiabatsko segrevanje zraka spremlja njegovo sušenje (kar je glavni razlog za nastanek puščav v tropskem območju).

Pri naraščajočih tokovih se zrak adiabatsko ohlaja. Od goste spodnje troposfere se dviga do redke srednje in zgornje troposfere. Hkrati se njegova gostota zmanjša, molekule se odmikajo druga od druge, manj pogosto trčijo, toplotna energija, ki jo prejme zrak iz segrete površine, se spremeni v kinetično energijo, porabi se za mehansko delo za razširitev plina. To pojasnjuje hlajenje zraka, ko se dviga.

Suh zrak se adiabatsko ohladi za 1 0 C na 100 m nadmorske višine, to je adiabatski proces. Vendar naravni zrak vsebuje vodno paro, ki kondenzira, da sprosti toploto. Zato se temperatura dejansko zniža za 0,6 0 C na 100 m (ali 6 0 C na 1 km višine). To je mokri adiabatski proces.

Pri spuščanju se tako suh kot vlažen zrak enakomerno segrejeta, saj v tem primeru ne pride do kondenzacije vlage in se ne sprošča latentna toplota izhlapevanja.

Značilne značilnosti toplotnega režima kopnega se najbolj jasno kažejo v puščavah: velik delež sončnega sevanja se odbija od njihove svetle površine, toplota se ne porabi za izhlapevanje in gre za ogrevanje suhih kamnin. Iz njih se podnevi segreje zrak na visoke temperature. V suhem zraku se toplota ne zadržuje in se prosto oddaja v zgornjo atmosfero in medplanetarni prostor. Puščave služijo tudi kot hladilna okna za ozračje na planetarnem merilu.

Da bi pravilno ocenili stopnjo ogrevanja in hlajenja različnih zemeljskih površin, izračunajte izhlapevanje za , določite spremembe vsebnosti vlage v tleh, razvijete metode za napovedovanje zmrzovanja in ocenite vpliv melioracijskih del na podnebne razmere v tleh. površinski zračni sloj, so potrebni podatki o toplotni bilanci zemeljskega površja.

Zemljino površje nenehno sprejema in izgublja toploto zaradi izpostavljenosti različnim tokovom kratkovalovnega in dolgovalovnega sevanja. Ker v večji ali manjši meri absorbira celotno sevanje in protisevanje, se zemeljska površina segreje in oddaja dolgovalovno sevanje, kar pomeni, da izgublja toploto. Vrednost, ki označuje izgubo toplote zemlje
površina je učinkovito sevanje. Enaka je razliki med lastnim sevanjem zemeljske površine in nasprotnim sevanjem atmosfere. Ker je nasprotno sevanje atmosfere vedno nekoliko manjše od zemeljskega, je ta razlika pozitivna. Podnevi učinkovito sevanje blokira absorbirano kratkovalovno sevanje. Ponoči, ob odsotnosti kratkovalovnega sončnega sevanja, učinkovito sevanje zniža temperaturo zemeljskega površja. V oblačnem vremenu je zaradi povečanja protisevanja atmosfere učinkovito sevanje veliko manjše kot ob jasnem vremenu. Manj in nočno ohlajanje zemeljskega površja. V srednjih zemljepisnih širinah zemeljska površina izgubi z učinkovitim sevanjem približno polovico količine toplote, ki jo prejmejo od absorbiranega sevanja.

Prihod in poraba sevalne energije je ocenjena z vrednostjo sevalne bilance zemeljskega površja. Enaka je razliki med absorbiranim in učinkovitim sevanjem, od tega je odvisno toplotno stanje zemeljske površine - njeno segrevanje ali hlajenje. Čez dan je skoraj ves čas pozitiven, torej vnos toplote presega porabo. Ponoči je bilanca sevanja negativna in enaka učinkovitemu sevanju. Letne vrednosti sevalne bilance zemeljskega površja, z izjemo najvišjih zemljepisnih širin, so povsod pozitivne. Ta presežna toplota se porabi za ogrevanje atmosfere s turbulentnim prevodom toplote, za izhlapevanje in za izmenjavo toplote z globljimi plastmi zemlje ali vode.

Če upoštevamo temperaturne razmere za daljše obdobje (leto ali bolje več let), so zemeljska površina, atmosfera posebej in sistem "zemlja-atmosfera" v stanju toplotnega ravnotežja. Njihova povprečna temperatura se iz leta v leto malo razlikuje. V skladu z zakonom o ohranjanju energije lahko domnevamo, da je algebraična vsota toplotnih tokov, ki prihajajo na zemeljsko površino in jo zapuščajo, enaka nič. To je enačba za toplotno bilanco zemeljske površine. Njegov pomen je, da je sevalno ravnovesje zemeljskega površja uravnoteženo z nesevalnim prenosom toplote. Enačba toplotne bilance praviloma ne upošteva (zaradi njihove majhnosti) tokov, kot so toplota, ki se prenaša s padavinami, poraba energije za fotosintezo, pridobivanje toplote pri oksidaciji biomase, pa tudi poraba toplote za taljenje ledu ali snega, pridobivanje toplote zaradi zmrzovanja vode.

Tudi toplotno ravnovesje sistema "Zemlja-atmosfera" je dolgo časa enako nič, to pomeni, da je Zemlja kot planet v toplotnem ravnovesju: sončno sevanje, ki prispe na zgornjo mejo atmosfere, je uravnoteženo s sevanjem, ki odhaja atmosfero z zgornje meje atmosfere.

Če vzamemo zrak, ki prihaja na zgornjo mejo, kot 100%, potem se 32% te količine razprši v ozračju. Od tega jih 6 % gre nazaj v svetovni prostor. Posledično pride 26 % na zemeljsko površino v obliki razpršenega sevanja; 18 % sevanja absorbirajo ozon, aerosoli in se uporablja za ogrevanje ozračja; 5% absorbirajo oblaki; 21 % sevanja uide v vesolje kot posledica odboja od oblakov. Tako je sevanje, ki prihaja na zemeljsko površino, 50 %, od tega neposredno sevanje predstavlja 24 %; 47 % absorbira zemeljska površina, 3 % vhodnega sevanja pa se odbije nazaj v vesolje. Posledično 30 % sončnega sevanja uide z zgornje meje atmosfere v vesolje. Ta vrednost se imenuje planetarni albedo Zemlje. Za sistem Zemlja-ozračje se 30 % odbitega in razpršenega sončnega sevanja, 5 % zemeljskega sevanja in 65 % atmosferskega sevanja, torej le 100 %, vrne v vesolje skozi zgornjo mejo atmosfere.

Naj se najprej osredotočimo na toplotne razmere zemeljskega površja ter najvišjih plasti tal in vodnih teles. To je potrebno, ker se spodnje plasti ozračja segrevajo in ohlajajo predvsem s sevalno in nesevalno izmenjavo toplote z zgornjimi plastmi zemlje in vode. Zato so temperaturne spremembe v nižjih plasteh ozračja predvsem določene s spremembami temperature zemeljskega površja in tem spremembam sledijo.

Zemljino površje, torej površina tal ali vode (kot tudi vegetacija, sneg, ledena odeja), nenehno sprejema in na različne načine izgublja toploto. Skozi zemeljsko površino se toplota prenaša navzgor – v ozračje in navzdol – v tla ali vodo.

Najprej celotno sevanje in protisevanje atmosfere vstopita na zemeljsko površino. V večji ali manjši meri jih absorbira površina, torej gredo za ogrevanje zgornjih plasti zemlje in vode. Hkrati seva sama zemeljska površina in pri tem izgublja toploto.

Drugič, toplota prihaja na zemeljsko površino od zgoraj, iz atmosfere, s prevodnostjo. Na enak način toplota iz zemeljske površine uhaja v ozračje. S prevodnostjo toplota zapušča tudi zemeljsko površino navzdol v tla in vodo ali pa prihaja na zemeljsko površino iz globin zemlje in vode.

Tretjič, zemeljska površina prejme toploto, ko se na njej kondenzira vodna para iz zraka ali, nasprotno, izgubi toploto, ko voda iz nje izhlapi. V prvem primeru se sprošča latentna toplota, v drugem primeru toplota preide v latentno stanje.

V katerem koli časovnem obdobju gre enaka količina toplote navzgor in navzdol od zemeljske površine, kot jo v tem času prejme od zgoraj in od spodaj. Če bi bilo drugače, zakon ohranjanja energije ne bi bil izpolnjen: treba bi bilo domnevati, da energija nastane ali izgine na zemeljskem površju. Vendar je možno, da se na primer dvigne več toplote, kot je prišlo od zgoraj; v tem primeru je treba presežek prenosa toplote pokriti s prihodom toplote na površino iz globin tal ali vode.

Torej bi morala biti algebraična vsota vseh prihodkov in izdatkov toplote na zemeljski površini enaka nič. To je izraženo z enačbo toplotne bilance zemeljske površine.

Za pisanje te enačbe najprej združimo absorbirano sevanje in efektivno sevanje v sevalno ravnovesje.

Prihod toplote iz zraka oziroma njeno vračanje v zrak s toplotno prevodnostjo bomo označili s P. Enak dohodek oziroma porabo pri izmenjavi toplote z globljimi plastmi zemlje ali vode bomo imenovali A. Izguba toplote pri izhlapevanju oz. prihod med kondenzacijo na zemeljsko površino bomo označili z LE, kjer je L specifična toplota izhlapevanja in E masa izhlapene ali kondenzirane vode.

Prav tako lahko rečemo, da je pomen enačbe v tem, da je sevalno ravnovesje na zemeljski površini uravnoteženo z nesevalnim prenosom toplote (slika 5.1).

Enačba (1) velja za katero koli časovno obdobje, tudi več let.

Dejstvo, da je toplotna bilanca zemeljskega površja enaka nič, ne pomeni, da se površinska temperatura ne spreminja. Ko je prenos toplote usmerjen navzdol, toplota, ki pride na površje od zgoraj in jo zapusti globoko vanj, ostane v veliki meri v skrajni zgornji plasti zemlje ali vode (v tako imenovani aktivni plasti). Zvišujeta se tudi temperatura te plasti in s tem tudi zemeljske površine. Nasprotno, pri prenosu toplote skozi zemeljsko površino od spodaj navzgor, v ozračje, toplota uhaja predvsem iz aktivne plasti, zaradi česar temperatura na površini pade.

Iz dneva v dan in iz leta v leto se povprečna temperatura aktivne plasti in zemeljske površine na katerem koli mestu malo spreminja. To pomeni, da podnevi v globino tal ali vode vstopi skoraj toliko toplote podnevi, kot jo zapusti ponoči. A vseeno se v poletnih dneh toplota nekoliko bolj zniža, kot prihaja od spodaj. Zato se plasti zemlje in vode ter s tem tudi njihova površina segrevajo iz dneva v dan. Pozimi pride do obratnega procesa. Te sezonske spremembe vnosa toplote – porabe toplote v tleh in vodi se skoraj uravnotežijo čez leto, povprečna letna temperatura zemeljske površine in aktivne plasti pa se iz leta v leto malo spreminja.

Toplotna bilanca Zemlje- razmerje med dohodkom in porabo energije (sevalne in toplotne) na zemeljskem površju, v ozračju in sistemu Zemlja-ozračje. Glavni vir energije za veliko večino fizikalnih, kemičnih in bioloških procesov v atmosferi, hidrosferi in zgornjih plasteh litosfere je sončno sevanje, zato je porazdelitev in razmerje komponent toplotne bilance značilna za njegove transformacije v teh lupinah.

Toplotna bilanca je posebna formulacija zakona o ohranjanju energije in je sestavljena za del zemeljskega površja (toplotna bilanca zemeljskega površja); za navpični steber, ki poteka skozi ozračje (toplotna bilanca atmosfere); za isti stolpec, ki poteka skozi atmosfero in zgornje plasti litosfere ali hidrosfere (toplotno ravnovesje sistema Zemlja-ozračje).

Enačba za toplotno bilanco zemeljskega površja:

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

predstavlja algebraično vsoto energijskih tokov med elementom zemeljskega površja in okoliškim prostorom. V tej formuli:

R - bilanca sevanja, razlika med absorbiranim kratkovalovnim sončnim sevanjem in dolgovalovnim učinkovitim sevanjem z zemeljske površine.

P je toplotni tok, ki nastane med spodnjo površino in atmosfero;

F0 - toplotni tok je opazen med zemeljsko površino in globljimi plastmi litosfere ali hidrosfere;

LE - poraba toplote za izhlapevanje, ki je definirana kot produkt mase izhlapene vode E in toplote izhlapevanja L toplotne bilance

Ti tokovi vključujejo sevalno ravnovesje (ali preostalo sevanje) R - razliko med absorbiranim kratkovalovnim sončnim sevanjem in dolgovalovnim učinkovitim sevanjem z zemeljske površine. Pozitivno ali negativno vrednost sevalne bilance se kompenzira z več toplotnimi tokovi. Ker temperatura zemeljskega površja običajno ni enaka temperaturi zraka, nastane toplotni tok P med spodnjo površino in atmosfero. Podoben toplotni tok F0 opazimo med zemeljskim površjem in globljimi plastmi litosfere ali hidrosfere. V tem primeru je toplotni tok v tleh določen z molekularno toplotno prevodnostjo, v vodnih telesih pa ima prenos toplote praviloma turbulenten značaj v večji ali manjši meri. Toplotni tok F0 med površino rezervoarja in njegovimi globljimi plastmi je številčno enak spremembi vsebnosti toplote v rezervoarju v določenem časovnem intervalu in prenosu toplote s tokovi v rezervoarju. V toplotni bilanci zemeljskega površja je običajno bistvenega pomena poraba toplote za izhlapevanje LE, ki je opredeljena kot zmnožek mase izhlapene vode E in toplote izhlapevanja L. Vrednost LE je odvisna od vlaženja vode. zemeljsko površino, njeno temperaturo, vlažnost zraka in intenzivnost turbulentnega prenosa toplote v površinski zračni plasti, ki določa hitrost prenosa vodne pare z zemeljskega površja v ozračje.

Enačba toplotne bilance atmosfere ima obliko:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

kjer je ΔW sprememba vsebnosti toplote znotraj navpične stene atmosferskega stebra.

Toplotna bilanca ozračja je sestavljena iz njene sevalne bilance Ra; vnos ali izhod toplote Lr med faznimi transformacijami vode v atmosferi (r je vsota padavin); prihod ali poraba toplote P, zaradi turbulentne izmenjave toplote atmosfere z zemeljskim površjem; pridobivanje ali izguba toplote Fa zaradi izmenjave toplote skozi navpične stene stebra, kar je povezano z urejenimi atmosferskimi gibi in makroturbulenco. Poleg tega enačba za toplotno bilanco atmosfere vključuje izraz ΔW, ki je enak spremembi vsebnosti toplote znotraj kolone.

Enačba toplotne bilance za sistem Zemlja-atmosfera ustreza algebraični vsoti členov enačb za toplotno bilanco zemeljskega površja in atmosfere. Komponente toplotne bilance zemeljskega površja in atmosfere za različne predele zemeljske oble se določijo z meteorološkimi opazovanji (na aktinometričnih postajah, na posebnih postajah toplotne bilance, na meteoroloških satelitih Zemlje) ali s klimatološkimi izračuni.

Povprečne zemljepisne vrednosti komponent toplotne bilance zemeljskega površja za oceane, kopno in Zemljo ter toplotne bilance ozračja so podane v tabelah, kjer se upoštevajo vrednosti pogojev toplotne bilance pozitivni, če ustrezajo prihodu toplote. Ker se te tabele nanašajo na povprečne letne razmere, ne vključujejo izrazov, ki označujejo spremembe toplotne vsebnosti atmosfere in zgornjih plasti litosfere, saj so za te razmere blizu nič.

Za Zemljo kot planet je skupaj z atmosfero diagram toplotne bilance prikazan na sl. Pretok sončnega sevanja je v povprečju približno 250 kcal / cm 2 na leto na enoto površine zunanje meje atmosfere, od tega se približno 1/3 odbije v svetovni prostor in 167 kcal / cm 2 na leto. absorbira Zemlja

Izmenjava toplote spontani ireverzibilni proces prenosa toplote v prostoru, zaradi neenakomernega temperaturnega polja. V splošnem primeru lahko prenos toplote povzroči tudi nehomogenost polj drugih fizikalnih veličin, na primer razlika v koncentracijah (difuzijski toplotni učinek). Obstajajo tri vrste prenosa toplote: toplotna prevodnost, konvekcija in sevalni prenos toplote (v praksi prenos toplote običajno izvajajo vse 3 vrste hkrati). Prenos toplote določa ali spremlja številne procese v naravi (na primer evolucija zvezd in planetov, meteorološki procesi na površju Zemlje itd.). v tehnologiji in vsakdanjem življenju. V mnogih primerih, na primer, pri preučevanju procesov sušenja, hlajenja izhlapevanja, difuzije se prenos toplote upošteva skupaj s prenosom mase. Prenos toplote med dvema hladilnima sredstvoma skozi trdno steno, ki ju ločuje, ali skozi vmesnik med njima, se imenuje prenos toplote.

Toplotna prevodnost ena od vrst prenosa toplote (energija toplotnega gibanja mikrodelcev) z bolj segretih delov telesa na manj segrete, kar vodi do izenačevanja temperature. Pri toplotni prevodnosti se prenos energije v telesu izvaja kot posledica neposrednega prenosa energije iz delcev (molekul, atomov, elektronov), ki imajo več energije, na delce z manj energije. Če je relativna sprememba temperature toplotne prevodnosti na razdalji povprečne proste poti delcev l majhna, je izpolnjen osnovni zakon toplotne prevodnosti (Fourierjev zakon): gostota toplotnega toka q je sorazmerna s temperaturnim gradientom grad T , tj (17)

kjer je λ toplotna prevodnost ali preprosto toplotna prevodnost, ni odvisna od stopnje T [λ je odvisna od agregatnega stanja snovi (glej tabelo), njene atomske in molekularne strukture, temperature in tlaka, sestave (v primeru mešanica ali raztopina).

Znak minus na desni strani enačbe označuje, da sta si smer toplotnega toka in temperaturni gradient nasprotni.

Razmerje med vrednostjo Q in površino preseka F se imenuje specifični toplotni tok ali toplotna obremenitev in je označeno s črko q.

(18)

Vrednosti koeficienta toplotne prevodnosti λ za nekatere pline, tekočine in trdne snovi pri atmosferskem tlaku 760 mm Hg so izbrane iz tabel.

Prenos toplote. Prenos toplote med dvema hladilnima sredstvoma skozi trdno steno, ki ju ločuje, ali skozi vmesnik med njima. Prenos toplote vključuje prenos toplote iz toplejše tekočine na steno, toplotno prevodnost v steni, prenos toplote s stene na hladnejši gibljivi medij. Za intenzivnost prenosa toplote med prenosom toplote je značilen koeficient toplotne prehodnosti k, številčno enak količini toplote, ki se prenese skozi enoto površine stene na enoto časa pri temperaturni razliki med tekočinami 1 K; dimenzija k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Vrednost R, recipročna vrednost koeficienta prenosa toplote, se imenuje skupni toplotni upor prenos toplote. Na primer R enoslojne stene

,

kjer sta α1 in α2 koeficienta prenosa toplote od vroče tekočine do površine stene in od površine stene do hladne tekočine; δ - debelina stene; λ je koeficient toplotne prevodnosti. V večini primerov, ki se pojavljajo v praksi, se koeficient toplotne prehodnosti določi empirično. V tem primeru se dobljeni rezultati obdelajo z metodami teorije podobnosti

Prenos sevalne toplote - sevalni prenos toplote se izvaja kot posledica procesov pretvorbe notranje energije snovi v energijo sevanja, prenosa energije sevanja in njene absorpcije s snovjo. Potek procesov prenosa sevalne toplote je določen z medsebojno razporeditvijo teles, ki izmenjujejo toploto, v prostoru, lastnostmi medija, ki ta telesa ločuje. Bistvena razlika med sevalnim prenosom toplote in drugimi vrstami prenosa toplote (toplotno prevodnost, konvektivni prenos toplote) je v tem, da se lahko zgodi tudi v odsotnosti materialnega medija, ki ločuje površine za prenos toplote, saj se izvaja kot posledica širjenje elektromagnetnega sevanja.

Energija sevanja, ki vpade v procesu sevalnega prenosa toplote na površino neprozornega telesa in je označena z vrednostjo vpadnega sevalnega toka Qfall, telo delno absorbira in se delno odbije od njegove površine (glej sliko).

Pretok absorbiranega sevanja Qabs je določen z razmerjem:

Qabs \u003d A Qpad, (20)

kjer je A vpojna sposobnost telesa. Zaradi dejstva, da za neprozorno telo

Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)

kjer je Qotr pretok sevanja, ki se odbija od površine telesa, je ta zadnja vrednost enaka:

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

kjer je 1 - A \u003d R odbojnost telesa. Če je absorpcijska sposobnost telesa 1 in je zato njegova odbojnost 0, to pomeni, da telo absorbira vso energijo, ki nanj pade, se imenuje popolnoma črno telo. Vsako telo, katerega temperatura je drugačna od absolutne ničle, oddaja energijo zaradi segrevanja telesa. To sevanje imenujemo lastno sevanje telesa in je značilen tok lastnega sevanja Qe. Samosevanje, povezano s površino enote telesa, se imenuje gostota pretoka lastnega sevanja ali emisivnost telesa. Slednje je po Stefan-Boltzmannovem zakonu sevanja sorazmerno s temperaturo telesa na četrto potenco. Razmerje med emisivno močjo telesa in emisivno močjo popolnoma črnega telesa pri isti temperaturi imenujemo stopnja črnine. Za vsa telesa je stopnja črnine manjša od 1. Če pri nekem telesu ni odvisna od valovne dolžine sevanja, potem takšno telo imenujemo sivo. Narava porazdelitve sevalne energije sivega telesa po valovnih dolžinah je enaka kot pri absolutno črnem telesu, to pomeni, da jo opisuje Planckov zakon sevanja. Stopnja črnine sivega telesa je enaka njegovi absorpcijski sposobnosti.

Površina katerega koli telesa, ki vstopa v sistem, oddaja tokove odbitega sevanja Qotr in lastnega sevanja Qcob; skupna količina energije, ki zapusti površino telesa, se imenuje efektivni sevalni tok Qeff in je določena z razmerjem:

Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)

Del energije, ki jo telo absorbira, se v sistem vrne v obliki lastnega sevanja, zato lahko rezultat prenosa sevalne toplote predstavimo kot razliko med pretoki lastnega in absorbiranega sevanja. vrednost

Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)

se imenuje nastali sevalni tok in kaže, koliko energije telo prejme ali izgubi na enoto časa zaradi prenosa sevalne toplote. Nastali sevalni tok lahko izrazimo tudi kot

Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)

torej kot razlika med celotno porabo in skupnim prihodom sevalne energije na površino telesa. Zato, glede na to

Qpad = (Qcob - Qpez) / A, (26)

dobimo izraz, ki se pogosto uporablja pri izračunih prenosa sevalne toplote:

Naloga izračuna prenosa sevalne toplote je praviloma poiskati nastale tokove sevanja na vseh površinah, vključenih v dani sistem, če so znane temperature in optične značilnosti vseh teh površin. Za rešitev tega problema je treba poleg zadnje relacije ugotoviti razmerje med pretokom Qinc na dani površini in tokovi Qeff na vseh površinah, ki so vključene v sistem izmenjave sevalne toplote. Za iskanje te povezave se uporablja koncept povprečnega kotnega koeficienta sevanja, ki kaže, kolikšen delež hemisferičnega (to je oddanega v vse smeri znotraj poloble) sevanja določene površine, vključene v sistem sevalne izmenjave toplote, pade na to površino. Tako je tok Qfall na vseh površinah, vključenih v sistem radiacijske izmenjave toplote, opredeljen kot vsota produktov Qeff vseh površin (vključno z dano, če je konkavna) in ustreznih kotnih koeficientov sevanja.

Prenos sevalne toplote ima pomembno vlogo pri procesih prenosa toplote, ki se pojavljajo pri temperaturah okoli 1000 °C in več. Široko se uporablja na različnih področjih tehnologije: v metalurgiji, termoenergetiki, jedrski energetiki, raketni tehnologiji, kemični tehnologiji, tehnologiji sušenja in sončni tehnologiji.

Zemlja prejema toploto tako, da absorbira kratkovalovno sončno sevanje v ozračju, predvsem pa na zemeljskem površju. Sončno sevanje je tako rekoč edini vir toplote v sistemu "atmosfera-zemlja". Drugi viri toplote (toplota, ki se sprošča pri razpadu radioaktivnih elementov znotraj Zemlje, gravitacijska toplota itd.) skupaj dajo le pet tisočinko toplote, ki vstopi v zgornjo mejo atmosfere iz sončnega sevanja Torej in pri sestavljanju toplotne bilance enačbo, jih je mogoče prezreti.

Toplota se izgubi s kratkovalovnim sevanjem, ki zapusti svetovni prostor, ki se odbije od atmosfere Soa in od zemeljske površine SOP ter zaradi učinkovitega sevanja dolgovalovnega sevanja Ee z zemeljskega površja in sevanja atmosfere Еa.

Tako je na zgornji meji ozračja toplotna bilanca Zemlje kot planeta sestavljena iz sevalnega (sevalnega) prenosa toplote:

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

kje? Se, sprememba vsebnosti toplote sistema "atmosfera - Zemlja" v določenem časovnem obdobju? t.

Razmislite o pogojih te enačbe za letno obdobje. Pretok sončnega sevanja na povprečni oddaljenosti Zemlje od Sonca je približno enak 42,6-10° J/(m2-leto). Od tega toka Zemlja prejme količino energije, ki je enaka zmnožku sončne konstante I0 in površine prečnega prereza Zemlje pR2, torej I0 pR2, kjer je R povprečni polmer Zemlje. Pod vplivom vrtenja Zemlje se ta energija porazdeli po celotni površini zemeljske oble, enaka 4pR2. Posledično je povprečna vrednost toka sončnega sevanja na vodoravno površino Zemlje, brez upoštevanja njegovega slabljenja v atmosferi, Iо рR2/4рR3 = Iо/4 ali 0,338 kW/m2. Na leto se v povprečju za vsak kvadratni meter površine zunanje meje atmosfere prejme približno 10,66-109 J ali 10,66 GJ sončne energije, to je Io = 10,66 GJ / (m2 * leto).

Upoštevajte izdatkovno stran enačbe (1). Sončno sevanje, ki je prispelo na zunanjo mejo atmosfere, delno prodre v atmosfero, delno pa se z atmosfero in zemeljskim površjem odbija v svetovni prostor. Po zadnjih podatkih je povprečni albedo Zemlje ocenjen na 33 %: to je vsota odboja od oblakov (26 %) in odboja od spodnje površine (7 %). Potem je sevanje, ki ga odbijajo oblaki Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 GJ / (m2 * leto), zemeljska površina - SOP = 10,66 * 0,07 = 0,75 GJ / (m2 * leto) in na splošno Zemlja odbija 3,52 GJ / (m2*leto).

Zemljina površina, segreta zaradi absorpcije sončnega sevanja, postane vir dolgovalovnega sevanja, ki segreva ozračje. Površina katerega koli telesa, ki ima temperaturo nad absolutno ničlo, nenehno oddaja toplotno energijo. Zemljina površina in atmosfera nista izjema. Po Stefan-Boltzmannovem zakonu je intenzivnost sevanja odvisna od temperature telesa in njegove emisivnosti:

E = wT4, (2)

kjer je E intenzivnost sevanja ali lastnega sevanja, W/m2; c je emisivnost telesa glede na popolnoma črno telo, za katerega je c = 1; y - Stefanova konstanta - Boltzmann, enaka 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T je absolutna telesna temperatura.

Vrednosti za različne površine se gibljejo od 0,89 (gladka vodna površina) do 0,99 (gosta zelena trava). V povprečju je za zemeljsko površino v enak 0,95.

Absolutne temperature zemeljskega površja so med 190 in 350 K. Pri takih temperaturah ima oddano sevanje valovne dolžine 4-120 mikronov, zato je vse infrardeče in ga oko ne zazna.

Intrinzično sevanje zemeljske površine - E3, izračunano po formuli (2), je enako 12,05 GJ / (m2 * leto), kar je 1,39 GJ / (m2 * leto), ali 13 % višje od sončnega sevanja, ki je prispelo na zgornji meji atmosfere S0. Tako velik povratek sevanja z zemeljskega površja bi povzročil njegovo hitro ohlajanje, če tega ne bi preprečil proces absorpcije sončnega in atmosferskega sevanja na zemeljsko površino. Infrardeče zemeljsko sevanje ali lastno sevanje zemeljskega površja v območju valovnih dolžin od 4,5 do 80 mikronov intenzivno absorbira atmosferska vodna para in le v območju 8,5 - 11 mikronov prehaja skozi ozračje in gre v svetovni vesolje. Po drugi strani pa atmosferska vodna para oddaja tudi nevidno infrardečo sevanje, katerega večina je usmerjena navzdol na zemeljsko površino, preostanek pa gre v svetovni prostor. Atmosfersko sevanje, ki prihaja na zemeljsko površino, se imenuje protisevanje atmosfere.

Od protisevanja atmosfere zemeljsko površje absorbira 95 % svoje velikosti, saj je po Kirchhoffovem zakonu sevanje telesa enako njegovi sevalni absorpciji. Tako je protisevanje atmosfere poleg absorbiranega sončnega sevanja pomemben vir toplote za zemeljsko površino. Protisevanja atmosfere ni mogoče neposredno določiti in se izračuna s posrednimi metodami. Proti sevanje atmosfere, ki ga absorbira zemeljska površina Eza = 10,45 GJ / (m2 * leto). Glede na S0 je 98 %.

Proti sevanje je vedno manjše od zemeljskega. Zato zemeljsko površje izgublja toploto zaradi pozitivne razlike med lastnim in nasprotnim sevanjem. Razlika med lastnim sevanjem zemeljske površine in protisevanjem atmosfere se imenuje efektivno sevanje (Ee):

Ee \u003d Ez - Eza (3)

sončna izmenjava toplote na zemlji

Učinkovito sevanje je neto izguba sevalne energije in s tem toplote z zemeljske površine. Ta toplota, ki uhaja v vesolje, je 1,60 GJ/(m2*leto), ali 15 % sončnega sevanja, ki je prispelo na zgornjo mejo atmosfere (puščica E3 na sliki 9.1). V zmernih zemljepisnih širinah zemeljska površina z učinkovitim sevanjem izgubi približno polovico količine toplote, ki jo prejme iz absorbiranega sevanja.

Sevanje atmosfere je bolj zapleteno kot sevanje zemeljskega površja. Prvič, po Kirchhoffovem zakonu energijo oddajajo le tisti plini, ki jo absorbirajo, to so vodna para, ogljikov dioksid in ozon. Drugič, sevanje vsakega od teh plinov ima kompleksen selektivni značaj. Ker se vsebnost vodne pare z višino zmanjšuje, ležijo najmočneje sevajoče plasti atmosfere na nadmorski višini 6-10 km. Dolgovalovno sevanje atmosfere v svetovni prostor Еa=5,54 GJ/(m2*leto), kar je 52 % dotoka sončnega sevanja na zgornjo mejo atmosfere. Dolgovalovno sevanje zemeljskega površja in atmosfere, ki vstopa v vesolje, se imenuje izhodno sevanje EU. Skupno je enako 7,14 GJ/(m2*leto), ali 67 % dotoka sončnega sevanja.

Če najdene vrednosti So, Soa, Sop, Ee in Ea nadomestimo v enačbo (1), dobimo - ?Sz = 0, tj. izhodno sevanje skupaj z odbitim in razpršenim kratkovalovnim sevanjem Soz kompenzira dotok sončnega sevanja na Zemljo. Z drugimi besedami, Zemlja skupaj z atmosfero izgubi toliko sevanja, kot jo prejme, in je zato v stanju sevalnega ravnovesja.

Toplotno ravnovesje Zemlje potrjujejo dolgoletna opazovanja temperature: povprečna temperatura Zemlje se iz leta v leto malo spreminja in ostaja skoraj nespremenjena iz enega dolgoletnega obdobja v drugo.