Тепловий баланс землі. Тепловий баланс і тепловий режим земної поверхні і атмосфери тепловий баланс системи земля атмосфера

Радіаційним балансом називають прибутково-витрата променевої енергії, що поглинається і випромінюється підстильної поверхнею, атмосферою або системою земля-атмосфера за різні проміжки часу (6, с. 328).

Прибуткову частину радіаційного балансу підстилаючої поверхні R складають пряма сонячна і розсіяна радіація, а також протівоізлученіе атмосфери, поглинені підстильної поверхнею. Видаткова частина визначається втратою тепла за рахунок власного теплового випромінювання підстильної поверхні (6, с. 328).

Рівняння радіаційного балансу:

R \u003d (Q + q) (1-A) + д

де Q - потік (або сума) прямої сонячної радіації, q - потік (або сума) розсіяної сонячної радіації, А - альбедо підстильної поверхні, - потік (або сума) протівоізлученія атмосфери і - потік (або сума) власного теплового випромінювання підстильної поверхні, д - поглинальна здатність підстильної поверхні (6, с. 328).

Радіаційний баланс земної поверхні за рік позитивний всюди на Землі, крім крижаних плато Гренландії і Антарктиди (рис. 5). Це означає, що річний приплив поглиненої радіації більше, ніж ефективне випромінювання за той же час. Але це зовсім не означає, що земна поверхня рік від року стає все тепліше. Надлишок поглиненої радіації над випромінюванням врівноважується передачею тепла від земної поверхні в повітря шляхом теплопровідності і при фазових перетвореннях води (при випаровуванні з земної поверхні і подальшої конденсації в атмосфері).

Отже, для земної поверхні не існує радіаційного рівноваги в отриманні і віддачі радіації, але існує теплова рівновага: приплив тепла до земної поверхні як радіаційними, так і нерадіаційними шляхами дорівнює його віддачі тими ж способами.

рівняння теплового балансу:

де величина радіаційного потоку тепла - R, турбулентний потік тепла між підстильної поверхнею і атмосферою - Р, потік тепла між поверхнею, що підстилає інижележащим шарами - А і витрата тепла на випаровування (або виділення тепла при конденсації) - LE (L - прихована теплота випаровування, Е - швидкість випаровування або конденсації) (4, с. 7).

Відповідно до приходом і витратою тепла по відношенню до підстильної поверхні складові теплового балансу можуть мати позитивні або негативні значення. У багаторічному виведення середня річна температура верхніх шарів грунту і води Світового океану вважається постійною. Тому вертикальний і горизонтальний теплообмін в грунті і в Світовому океані в цілому практично можна прирівняти нулю.

Таким чином, в багаторічному виведення річний тепловий баланс для поверхні суші і Світового океану складається з радіаційного балансу, витрат тепла на випаровування і турбулентного теплообміну між поверхнею, що підстилає і атмосферою (рис. 5, 6). Для окремих частин океану крім зазначених складових теплового балансу потрібно враховувати перенесення тепла морськими течіями.

Мал. 5. Радіаційний баланс Землі і прихід сонячної радіації за рік

Зупинимося спочатку на теплових умовах земної поверхні і самих верхніх шарів грунту і водойм. Це необхідно тому, що нижні шари атмосфери нагріваються і охолоджуються найбільше шляхом радіаційного та нерадіаційного обміну теплом з верхніми шарами ґрунту і води. Тому зміни температури в нижніх шарах атмосфери, перш за все, визначаються змінами температури земної поверхні, слідують за цими змінами.

Земна поверхня, т. Е. Поверхню грунту або води (а також і рослинного, снігового, крижаного покриву), безперервно різними способами отримує і втрачає тепло. Через земну поверхню тепло передається вгору - в атмосферу і вниз - в грунт або в воду.

По-перше, на земну поверхню надходять сумарна радіація і зустрічний випромінювання атмосфери. Вони в більшій чи меншій мірі поглинаються поверхнею, т. Е. Йдуть на нагрівання верхніх шарів грунту і води. У той же час земна поверхня випромінює сама і при цьому втрачає тепло.

По-друге, до земної поверхні приходить тепло зверху, з атмосфери, шляхом теплопровідності. Тим же способом тепло йде від земної поверхні в атмосферу. Шляхом теплопровідності тепло також йде від земної поверхні вниз, в грунт і воду, або приходить до земної поверхні з глибини грунту і води.

По-третє, земна поверхня отримує тепло при конденсації на ній водяної пари з повітря або, навпаки, втрачає тепло при випаровуванні з неї води. У першому випадку виділяється приховане тепло, у другому тепло переходить в приховане стан.

У будь-який проміжок часу від земної поверхні йде вгору і вниз в сукупності така ж кількість тепла, яке вона за цей час отримує зверху і знизу. Якби було інакше, не виконувався б закон збереження енергії: слід було б допустити, що на земній поверхні енергія виникає або зникає. Однак можливо, що, наприклад, вгору може йти більше тепла, Ніж прийшло згори; в такому випадку надлишок віддачі тепла повинен покриватися приходом тепла до поверхні з глибини грунту або води.

Отже, алгебраїчна сума всіх парафій і витрат тепла на земній поверхні повинна бути рівною нулю. Це і виражається рівнянням теплового балансу земної поверхні.

Щоб написати це рівняння, по-перше, об'єднаємо поглинену радіацію і ефективне випромінювання в радіаційний баланс.

Прихід тепла з повітря або віддачу його в повітря шляхом теплопровідності позначимо Р. Такий же прихід або витрата шляхом теплообміну з більш глибокими шарами грунту або води назвемо А. Втрату тепла при випаровуванні або прихід його при конденсації на земній поверхні позначимо LE, де L - питома теплота випаровування і Е - маса випарувалася або сконденсировавшейся води.

Можна ще сказати, що сенс рівняння полягає в тому, що радіаційний баланс на земній поверхні врівноважується нерадіаційної передачею тепла (рис. 5.1).

Рівняння (1) дійсно для будь-якого проміжку часу, в тому числі і для багаторічного періоду.

З того, що тепловий баланс земної поверхні дорівнює нулю, не випливає, що температура поверхні не змінюється. Коли передача тепла спрямована вниз, то тепло, що приходить до поверхні зверху і йде від неї вглиб, в значній частині залишається в самому верхньому шарі грунту або води (в так званому діяльному шарі). Температура цього шару, а отже, і температура земної поверхні при цьому зростають. Навпаки, при передачі тепла через земну поверхню від низу до верху, в атмосферу, тепло йде перш за все з діяльного шару, внаслідок чого температура поверхні падає.

Від доби до доби і від року до року середня температура діяльного шару і земної поверхні в будь-якому місці змінюється мало. Це означає, що за добу в глиб грунту або води потрапляє днем \u200b\u200bмайже стільки ж тепла, скільки йде з неї вночі. Але все ж за літні добу тепла йде вниз дещо більше, ніж приходить знизу. Тому шари грунту і води, а отже, і їх поверхня з кожним днем \u200b\u200bнагріваються. Взимку відбувається зворотний процес. Ці сезонні зміни приходу - витрати тепла в грунті і воді за рік майже врівноважуються, і середня річна температура земної поверхні і діяльного шару рік від року змінюється мало.

Тепловий баланс Землі - співвідношення надходжень і витрат енергії (променевої і теплової) на земній поверхні, в атмосфері і в системі Земля - \u200b\u200bатмосфера. Основним джерелом енергії для переважної більшості фізичних, хімічних і біологічних процесів в атмосфері, гідросфері і в верхніх шарах літосфери є Сонячна радіація, тому розподіл і співвідношення складових теплової баланс характеризують її перетворення в цих оболонках.

Тепловий баланс є приватні формулювання закону збереження енергії і складаються для ділянки поверхні Землі (тепловий баланс земної поверхні); для вертикального стовпа, що проходить через атмосферу (тепловий баланс атмосфери); для такого ж стовпа, що проходить через атмосферу і верхні шари літосфери або гідросферу (тепловий баланс системи Земля - \u200b\u200bатмосфера).

Рівняння теплової баланс земної поверхні:

R + P + F0 + LE \u003d 0. (15)

являє собою алгебраїчну суму потоків енергії між елементом земної поверхні і навколишнім простором. У цій формулі:

R - радіаційний баланс, різниця між поглиненої короткохвильового сонячною радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням з земної поверхні.

Р - потік тепла, що виникає між поверхнею, що підстилає і атмосферою;

F0 - потік тепла спостерігається між земною поверхнею і глибшими шарами літосфери або гідросфери;

LE - витрати тепла на випаровування, який визначається як добуток маси води, що випарувалася Е на теплоту випаровування L тепловий баланс

У число цих потоків входить Радіаційний баланс (або залишкова радіація) R - різниця між поглиненої короткохвильового сонячною радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням з земної поверхні. Позитивна або негативна величина радіаційного балансу компенсується декількома потоками тепла. Так як температура земної поверхні зазвичай не дорівнює температурі повітря, то між поверхнею, що підстилає і атмосферою виникає потік тепла Р. Аналогічний потік тепла F0 спостерігається між земною поверхнею і глибшими шарами літосфери або гідросфери. При цьому потік тепла в грунті визначається молекулярної Теплопровідністю, тоді як в водоймах теплообмін, як правило, має в більшій чи меншій мірі турбулентний характер. Потік тепла F0 між поверхнею водойми і його більш глибокими шарами чисельно дорівнює зміні теплосодержания водойми за даний інтервал часу і переносу тепла течіями в водоймі. Суттєве значення в тепловому балансі земної поверхні зазвичай має витрата тепла на випаровування LE, який визначається як добуток маси води, що випарувалася Е на теплоту випаровування L. Величина LE залежить від зволоження земної поверхні, її температури, вологості повітря і інтенсивності турбулентного теплообміну в приземному шарі повітря, яка визначає швидкість перенесення водяної пари від земної поверхні в атмосферу.

Рівняння теплової баланс атмосфери має вигляд:

Ra + Lr + P + Fa \u003d ΔW, (16)

де ΔW - величиною зміни теплосодержания всередині вертикальної стінки атмосферного стовпа.

Тепловий баланс атмосфери складається з її радіаційного балансу Ra; приходу або витрати тепла Lr при фазових перетвореннях води в атмосфері (г - сума опадів); приходу або витрати тепла Р, обумовленого турбулентним теплообміном атмосфери із земною поверхнею; приходу або витрати тепла Fa, викликаного теплообміном через вертикальні стінки стовпа, який пов'язаний з впорядкованими рухами атмосфери і макротурбулентностью. Крім того, в рівняння теплової баланс атмосфери входить член ΔW, дорівнює величині зміни теплосодержания всередині стовпа.

Рівняння теплової баланс системи Земля - \u200b\u200bатмосфера відповідає сумі алгебри членів рівнянь теплової баланс земної поверхні і атмосфери. Складові тепловий баланс земної поверхні і атмосфери для різних районів земної кулі визначаються шляхом метеорологічних спостережень (на актинометричних станціях, на спеціальних станціях тепловий баланс, на метеорологічних супутниках Землі) або шляхом кліматологічних розрахунків.

Середні широтні величини складових теплової баланс земної поверхні для океанів, суші і Землі і тепловий баланс атмосфери наведені в таблицях, де величини членів тепловий баланс вважаються позитивними, якщо відповідають приходу тепла. Так як ці таблиці відносяться до середнім річним умовам, в них не включені члени, що характеризують зміни теплосодержания атмосфери і верхніх шарів літосфери, оскільки для цих умов вони близькі до нуля.

Для Землі як планети, разом з атмосферою, схема теплової баланс представлена \u200b\u200bна рис. На одиницю поверхні зовнішнього кордону атмосфери поступає потік сонячної радіації, що дорівнює в середньому близько 250 ккал / см 2 в рік, з яких близько 1/3 відбивається в світовий простір, а 167 ккал / см 2 в рік поглинає Земля

теплообмін мимовільний необоротний процес перенесення теплоти в просторі, обумовлений неоднорідним полем температури. У загальному випадку перенесення теплоти може також викликатися неоднорідністю полів інших фізично величин, наприклад різницею концентрацій (дифузний термоефект). Розрізняють три види теплообміну: теплопровідність, конвекція і променистий теплообмін (на практиці теплообміну зазвичай здійснюється усіма 3 видами відразу). Теплообмін визначає або супроводжує багато процесів в природі (наприклад, хід еволюції зірок і планет, метеорологічні процеси на поверхні Землі і т. Д.). в техніці і в побуті. У багатьох випадках, наприклад при дослідженні процесів сушки, випарного охолодження, дифузії, теплообмін розглядається спільно з масообмінних. Теплообміну між двома теплоносіями через розділяє їх тверду стінку або через поверхню розділу між ними називається теплопередачей.

теплопровідність один з видів перенесення теплоти (енергії теплового руху мікрочастинок) від більш нагрітих частин тіла до менш нагрітих, що приводить до вирівнювання температури. При теплопровідності перенос енергії в тілі здійснюється в результаті безпосередньої передачі енергії від часток (молекул, атомів, електронів), що володіють більшою енергією, часткам з меншою енергією. Якщо відносна зміна температури теплопровідності на відстані середньої довжини вільного пробігу частинок l мало, то виконується основний закон теплопровідності (закон Фур'є): щільність теплового потоку q пропорційна градієнту температури grad T, тобто (17)

де λ - коефіцієнт теплопровідності, або просто теплопровідність, не залежить від grad T [λ залежить від агрегатного стану речовини (див. табл.), його атомно-молекулярної будови, температури і тиску, складу (в разі суміші або розчину).

Знак мінус у правій частині рівняння вказує, що напрямок теплового потоку і температурного градієнта взаємно протилежні.

Відношення величини Q до площі перетину F називається питомою тепловим потоком або тепловим навантаженням і позначається буквою q.

(18)

Значення коефіцієнта теплопровідності λ для деяких газів, рідин і твердих тіл при атмосферному тиску 760 мм ртутного стовпа вибирається з таблиць.

Теплопередача.Теплообмін між двома теплоносіями через розділяє їх тверду стінку або через поверхню розділу між ними. Теплопередача включає в себе тепловіддачу від більш гарячої рідини до стінки, Теплопровідність в стінці, тепловіддачу від стінки до більш холодної рухомому середовищі. Інтенсивність передачі теплоти при теплопередача характеризується коефіцієнтом теплопередачі k, чисельно рівною кількості теплоти, яке передається через одиницю поверхні стінки в одиницю часу при різниці температур між рідинами в 1 К; розмірність k - вт / (м2.К) [ккал / м2. ° С)]. Величина R, зворотна коефіцієнту теплопередача, називається повним термічним опором теплопередача. Наприклад, R одношарової стінки

,

де α1 і α2 - коефіцієнти тепловіддачі від гарячої рідини до поверхні стінки і від поверхні стінки до холодної рідини; δ - товщина стінки; λ- коефіцієнт теплопровідності. У більшості зустрічаються на практиці випадків коефіцієнт теплопередача визначається дослідним шляхом. При цьому отримані результати обробляються методами подібності теорії

Променистий теплообмін -радіаційний теплообмін, здійснюється в результаті процесів перетворення внутрішньої енергії речовини в енергію випромінювання, перенесення енергії випромінювання і її поглинання речовиною. Перебіг процесів променистий теплообмін визначається взаємним розташуванням в просторі тіл, що обмінюються теплом, властивостями середовища, що розділяє ці тіла. Істотна відмінність променистий теплообмін від інших видів теплообміну (теплопровідності, конвективного теплообміну) полягає в тому, що він може протікати і за відсутності матеріального середовища, що розділяє поверхні теплообміну, так як здійснюється в результаті поширення електромагнітного випромінювання.

Промениста енергія, падаюча в процесі променистого теплообміну на поверхню непрозорого тіла і характеризується значенням потоку падаючого випромінювання Qпад, частково поглинається тілом, а частково відбивається від його поверхні (див. Рис.).

Потік поглиненого випромінювання Qпогл визначається співвідношенням:

Qпогл \u003d А Qпад, (20)

де А - поглинальна здатність тіла. У зв'язку з тим, що для непрозорого тіла

Qпад \u003d Qпогл + Qoтр, (21)

де Qoтр - потік відбитого від поверхні тіла випромінювання, ця остання величина дорівнює:

Qoтр \u003d (1 - А) Qпад, (22)

де 1 - А \u003d R - відбивна здатність тіла. Якщо поглинальна здатність тіла дорівнює 1, а отже, його відбивна здатність дорівнює 0, тобто тіло поглинає всю падаючу на нього енергію, то воно називається абсолютно чорним тілом Будь-яке тіло, температура якого відмінна від абсолютного нуля, випромінює енергію, обумовлену нагрівом тіла. Це випромінювання називається власним випромінюванням тіла і характеризується потоком власного випромінювання Qсоб. Власне випромінювання, віднесене до одиниці поверхні тіла, називається щільністю потоку власного випромінювання, або випромінювальною здатністю тіла. Остання відповідно до Стефана - Больцмана законом випромінювання пропорційна температурі тіла в четвертого ступеня. Ставлення випромінювальної здатності будь-якого тіла до випромінювальної здатності абсолютно чорного тіла при тій же температурі називається мірою чорноти. Для всіх тіл ступінь чорноти менше 1. Якщо для деякого тіла вона не залежить від довжини хвилі випромінювання, то таке тіло називається сірим. Характер розподілу енергії випромінювання сірого тіла по довжинах хвиль такий же, як у абсолютно чорного тіла, тобто описується Планка законом випромінювання. Ступінь чорноти сірого тіла дорівнює його поглинальної здатності.

Поверхня будь-якого тіла, що входить в систему, випускає потоки відбитого випромінювання Qoтр і власного випромінювання Qcoб; сумарна кількість енергії, що йде з поверхні тіла, називається потоком ефективного випромінювання Qефф і визначається співвідношенням:

Qефф \u003d Qoтр + Qcoб. (23)

Частина поглиненої тілом енергії повертається в систему у вигляді власного випромінювання, тому результат променистий теплообмін можна подати як різницю між потоками власного і поглиненого випромінювання. величина

Qpeз \u003d Qcoб - Qпогл (24)

називається потоком результуючого випромінювання і показує, яка кількість енергії отримує або втрачає тіло в одиницю часу в результаті променистий теплообмін. Потік результуючого випромінювання можна виразити також у вигляді

Qpeз \u003d Qефф - Qпад, (25)

тобто як різниця між сумарною витратою і сумарним приходом променистої енергії на поверхні тіла. Звідси, враховуючи, що

Qпад \u003d (Qcoб - Qpeз) / А, (26)

отримаємо вираз, яке широко використовується в розрахунках променистого теплообміну:

Завданням розрахунків променистого теплообміну є, як правило, знаходження результуючих потоків випромінювання на всіх поверхнях, що входять в дану систему, якщо відомі температури і оптичні характеристики всіх цих поверхонь. Для вирішення цього завдання, крім останнього співвідношення, необхідно з'ясувати зв'язок між потоком Qпад на дану поверхню і потоками Qефф на всіх поверхнях, що входять в систему променистий теплообмін. Для знаходження зв'язку з цим використовується поняття середнього кутового коефіцієнта випромінювання, який показує, яка частка полусферического (тобто випускається в усіх напрямках в межах півсфери) випромінювання деякої поверхні, що входить в систему променистого теплообміну, падає на дану поверхню. Таким чином, потік Qпад на будь-які поверхні, що входять в систему променистого теплообміну, визначається як сума добутків Qефф всіх поверхонь (включаючи і цю, якщо вона увігнута) на відповідні кутові коефіцієнти випромінювання.

Променистий теплообмін відіграє значну роль в процесах теплообміну, що відбуваються при температурах близько 1000 ° С і вище. Він широко поширений в різних областях техніки: в металургії, теплоенергетиці, ядерній енергетиці, ракетній техніці, хімічній технології, сушильній техніці, геліотехніці.

Земля отримує тепло, поглинаючи короткохвильову сонячну радіацію в атмосфері, і особливо на земній поверхні. Сонячна радіація є практично єдиним джерелом надходження тепла в систему «атмосфера - земля». Інші джерела тепла (тепло, що виділяється при розпаді радіоактивних елементів усередині Землі, гравітаційне тепло і ін.) В сумі дають лише одну п'ятитисячний частку того тепла, яке надходить на верхню межу атмосфери від сонячної радіації Sо і при Складання рівняння теплового балансу їх можна не враховувати .

Втрачається тепло з йде в світовий простір короткохвильового радіацією, що відбилася від атмосфери Soa і від земної поверхні sоп, і за рахунок ефективного випромінювання земною поверхнею довгохвильової радіації Ее і випромінювання атмосфери Еa.

Таким чином, на верхній межі атмосфери тепловий баланс Землі як планети складається з променистого (радіаційного) теплообміну:

SO - Soa - Sоп - Eе - Еa \u003d? Sе, (1)

де? Sе, зміна теплосодержания системи «атмосфера - Земля» за період часу? т.

Розглянемо складові цього рівняння за річний період. Потік сонячної радіації при середній відстані Землі від Сонця приблизно дорівнює 42,6-10 ° Дж / (м2-год). З цього потоку на Землю надходить кількість енергії, що дорівнює добутку сонячної постійної I0 на площу поперечного перерізу Землі рR2, тобто, I0 рR2, де R - середній радіус Землі. Під впливом обертання Землі ця енергія розподіляється по всій поверхні земної кулі, що дорівнює 4рR2. Отже, середнє значення потоку сонячної радіації на горизонтальну поверхню Землі без урахування ослаблення її атмосферою складає Iо рR2 / 4рR3 \u003d Iо / 4, або 0,338кВт / м2. За рік на кожен квадратний метр поверхні зовнішнього кордону атмосфери в середньому надходить близько 10,66- 109 Дж, або 10,66 ГДж сонячної енергії, т. е. Iо \u003d 10,66 ГДж / (м2 * год).

Розглянемо видаткову частину рівняння (1). Поступила на зовнішню межу атмосфери сонячна радіація частково проникає в атмосферу, а частково відбивається атмосферою і земною поверхнею в світовий простір. За новітніми даними середнє альбедо Землі оцінюється в 33%: воно складається з відображення від хмар (26%) і відображення від підстильної поверхні (7:%). Тоді відбита хмарами радіація Soa \u003d 10,66 * 0,26 \u003d 2,77 ГДж / (м2 * год), земною поверхнею - sоп \u003d 10,66 * 0,07 \u003d 0,75 ГДж / (м2 * год) і в цілому Земля відображає 3,52 ГДж / (м2 * год).

Земна поверхня, нагріта в результаті поглинання сонячної радіації, стає джерелом довгохвильового випромінювання, що нагріває атмосферу. Поверхня будь-якого тіла, що має температуру вище абсолютного нуля, безперервно випромінює теплову енергію. Не є винятком земна поверхня і атмосфера. Відповідно до закону Стефана - Больцмана інтенсивність випромінювання залежить від температури тіла п його випромінювальної здатності:

E \u003d вуТ4, (2)

де Е-інтенсивність випромінювання, або власне випромінювання, Вт / м2; в -лучеіспускательная здатність тіла щодо абсолютно чорного тіла, для якого в \u003d 1; у - постійна Стефана - Больцмана, яка дорівнює 5,67 * 10-8 Вт / (м2 * К4); Т - абсолютна температура тіла.

Значення в для різних поверхонь коливаються від 0,89 (гладка водна поверхня) до 0,99 (густа зелена трава). В середньому для земної поверхні в приймають рівним 0,95.

Абсолютні температури земної поверхні укладені між 190 і 350 К. При таких температурах випускається радіація має довжини хвиль 4--120 мкм і, отже вся вона інфрачервона і не сприймається оком.

Власне випромінювання земної поверхні - Е3, розраховане за формулою (2), так само 12,05 ГДж / (м2 * год), що на 1,39ГДж / (м2 * год), або на 13% перевершує надійшла на верхню межу атмосфери сонячну радіацію S0. Настільки велика віддача радіації земною поверхнею приводила б до швидкого її охолодження, якби цьому не перешкоджав процес поглинання сонячної й атмосферної радіації поверхнею Землі. Інфрачервона земна радіація, або власне випромінювання земної поверхні, в інтервалі довжин хвиль від 4,5 до 80 мкм інтенсивно поглощается.водянимі парами атмосфери і тільки в інтервалі 8,5 - 11 мкм проходить крізь атмосферу і йде в світовий простір. У свою чергу, водяні пари атмосфери також випромінюють невидиму інфрачервону радіацію, велика частина якої спрямована вниз до земної поверхні, а інша частина йде в світовий простір. Атмосферну радіацію, що приходить до земної поверхні, називають зустрічним випромінюванням атмосфери.

З зустрічного випромінювання атмосфери земна поверхня поглинає 95% його величини, так як згідно із законом Кирхгофа випромінювальна здатність тіла дорівнює його лучепоглотітельной здатності. Таким чином, зустрічний випромінювання атмосфери є для земної поверхні важливим джерелом тепла в додаток до поглиненої сонячної радіації. Прямому визначенням зустрічну випромінювання атмосфери не піддається і розраховується за непрямими методами. Поглинене земною поверхнею зустрічну випромінювання атмосфери Eзa \u003d 10,45 ГДж / (м2 * год). По відношенню до S0 воно становить 98%.

Зустрічне випромінювання завжди менше земного. Тому земна поверхня втрачає тепло за рахунок позитивної різниці між власним і зустрічним випромінюванням. Різниця між власним випромінюванням земної поверхні і зустрічним випромінюванням атмосфери називають ефективному випромінюванням (Ее):

Ее \u003d Ез - Езa (3)

сонячний теплообмін земної

Ефективне випромінювання являє собою чисту втрату променевої енергії, а отже, і тепла з земної поверхні. Це йде в космос тепло становить 1,60 ГДж / (м2 * год), або 15% від що надійшла на верхню межу атмосфери сонячної радіації (на рис. 9.1 стрілка Ез). У помірних широтах земна поверхня втрачає через ефективне випромінювання приблизно половину тієї кількості тепла, яке вона отримує від поглиненої радіації.

Випромінювання атмосфери носить більш складний характер, ніж випромінювання земної поверхні. По-перше, згідно із законом Кирхгофа енергію випромінюють лише ті гази, які її поглинають, т. Е. Водяна пара, вуглекислий газ і озон. По-друге, випромінювання кожного з цих газів носить складний виборчий характер. Оскільки вміст водяної пари з висотою зменшується, то найбільш сильно випромінюють шари атмосфери лежать на висотах 6 - 10 км. Довгохвильове випромінювання атмосфери в світовий простір Еa \u003d 5,54 ГДж / (м2 * год), що становить 52% від припливу сонячної радіації до верхньої межі атмосфери. Довгохвильове випромінювання земної поверхні і атмосфери, що надходить в космос, називається минає радіацією ЄУ. У сумі вона дорівнює 7,14 ГДж / (м2 * год), або 67% від припливу сонячної радіації.

Підставляючи в рівняння (1) знайдені значення Sо, Sоа, Sоп, Ее і Еа, отримаємо -? Sз \u003d 0, т. Е. Йде радіація разом з відбитої і розсіяної короткохвильової радіацією SОз компенсують приплив сонячної радіації до Землі. Іншими словами, Земля разом з атмосферою втрачає стільки ж радіації, скільки отримує, і, отже, знаходиться в стані радіаційного рівноваги.

Теплове рівновагу Землі підтверджується багаторічними спостереженнями за температурою: середня температура Землі від року до року змінюється мало, а від одного багаторічного періоду до іншого залишається майже незмінною.

Джерелом теплової і світлової енергії для Землі є сонячна радіація. Її величина залежить від широти місця, так як від екватора до полюсів кут падіння сонячних променів зменшується. Чим менше кут падіння сонячних променів, тим на велику поверхню розподіляється пучок сонячних променів однакового перетину, а отже на одиницю площі припадає менше енергії.

Завдяки тому, що протягом року Земля робить 1 оборот навколо Сонця, переміщаючись, зберігаючи постійність кута нахилу своєї осі до площини орбіти (екліптики) з'являються сезони року, характеризуються різними умовами нагріву поверхні.

21 березня і 23 вересня Сонце стоїть в зеніті під екватором (Дні рівнодення). 22 червня Сонце в зеніті над Північним тропіків, 22 грудня - над Південним. На земній поверхні виділяють пояса освітленості і теплові пояси (за середньорічною изотерме +20 о С проходить межа теплого (жаркий) пояса; між середньорічними изотермами +20 о С і изотермой +10 о С розташований помірний пояс; по изотерме +10 о С - кордону холодного пояса.

Сонячні промені проходять через прозору атмосферу, не нагріваючи її, вони досягають земної поверхні, нагрівають її, а від неї за рахунок довгохвильового випромінювання нагрівається повітря. Ступінь нагріву поверхні, а значить і повітря, залежать, перш за все, від широти місцевості, а також від 1) висоти над рівнем моря (з підйомом вгору температура повітря зменшується в середньому на 0,6ºС на 100 м .; 2) особливостей підстильної поверхні яка може бути різною за кольором і мати різне альбедо - відображає здатність гірських порід. Також різні поверхні мають різну теплоємність і тепловіддачу. Вода з-за високої теплоємності повільно нагрівається і повільно, а суша навпаки. 3) від узбереж в глиб материків кількість водяної пари в повітрі зменшується, а чим прозоріше атмосфера, тим менше розсіюється в ній сонячних променів краплями води, і більше сонячних променів досягає поверхні Землі.

Вся сукупність сонячної матерії і енергії, яка надходить на землю називається Сонячна радіація. Вона ділиться на пряму і розсіяну. пряма радіація - це сукупність прямих сонячних променів, що пронизують атмосферу при безхмарному небі. розсіяна радіація - частина радіації, розсіюються в атмосфері, промені при цьому йдуть у всіх напрямках. П + Р \u003d Сумарна радіація. Частина сумарної радіації відбита від поверхні Землі називається відображена радіація. Частина сумарної радіації поглинена поверхнею Землі - поглинена радіація. Теплова енергія, що рухається від нагрітої атмосфери до поверхні Землі, назустріч потоку тепла від Землі називається зустрічне випромінювання атмосфери.

Річна кількість сумарної сонячної радіації в ккал / см 2 рік (за Т.В. Власової).

ефективне випромінювання - величина, що виражає фактичний перехід тепла від поверхні Землі до атмосфери. Різниця між випромінюванням Землі і зустрічним випромінюванням атмосфери визначає прогрів поверхні. Від ефективного випромінювання безпосередньо залежить радіаційний баланс - результат взаємодії двох процесів приходу і витрати сонячної радіації. На величину балансу багато в чому впливає хмарність. Там де вона значна в нічний час вона перехоплює довгохвильове випромінювання Землі не даючи йому піти в космос.

Від надходження сонячної радіації безпосередньо залежать температури підстильної поверхні і приземних шарів повітря і тепловий баланс.

Тепловий баланс визначає температуру, її величину і зміна на тій поверхні, яка безпосередньо нагрівається сонячними променями. Нагріваючись, ця поверхня, передає тепло (в довгохвильовому діапазоні) як нижче лежачим верствам, так і атмосфері. Саму поверхню називають діяльної поверхнею.

Основні складові теплового балансу атмосфери і поверхні Землі як цілого

показник	Величина в%
Енергія надходить до поверхні Землі від Сонця
Радіація, яка відображається атмосферою в міжпланетний простір, в тому числі 1) відбивається хмарами 2) розсіюється
Радіація, що поглинається атмосферою, в тому числі: 1) поглинається хмарами 2) поглинається озоном 3) поглинається водяною парою
Радіація, що досягає підстильної поверхні (пряма + розсіяна)
З неї: 1) відображається підстильної поверхнею за межі атмосфери 2) поглинається поверхнею, що підстилає.
З неї: 1) ефективне випромінювання 2) турбулентний теплообмін з атмосферою 3) витрати тепла на випаровування

У добовому ході температури поверхні, сухий і позбавленою рослинності, в ясний день максимум настає після 14 годин, а мінімум - близько моменту сходу сонця. Порушувати добовий хід температури може хмарність, вологість і рослинність поверхні.

Денні максимуми температури поверхні суші можуть становити +80 о С і більше. Добові коливання досягають 40 о. Величини екстремальних значень і амплітуди температур залежать від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, характеру рослинного покриву, орієнтування схилів (експозиції).

Нагріваючись, поверхня передає тепло грунтів. На передачу тепла від шару до шару витрачається час, і моменти настання максимальних і мінімальних значень температури протягом доби запізнюється на кожні 10 см приблизно на 3 години. Чим глибше шар, тим менше тепла він отримує і тим слабкіше в ньому коливання температур. На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури грунту «загасають». Шар в якому вони припиняються називається шаром постійної добової температури.

На глибині 5 10 м в тропічних широтах і 25 м в високих широтах знаходиться шар постійної річної температури, де температура близька до середньої річної температури повітря над поверхнею.

Вода повільніше нагрівається і повільніше віддає тепло. До того ж сонячні промені можуть проникати на велику глибину, безпосередньо нагріваючи глибші шари. Перенесення тепла на глибину йде не стільки за рахунок молекулярної теплопровідності, а в більшій мірі за рахунок перемішування вод турбулентним шляхом або течіями. При охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, також супроводжується перемішуванням.

На відміну від суші добові коливання температури на поверхні океану менше. У високих широтах в середньому всього 0,1 º С, в помірних - 0,4ºС, в тропічних - 0,5ºС, Глибина проникнення цих коливань 15- 20 м.

Річні амплітуди температури на поверхні океану від 1 º в екваторіальних широтах до 10,2ºС в помірних. Річні коливання температури проникають на глибину 200- 300 м.

Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні із сушею. Максимум настає близько 15-16 годин, мінімум - через 2-3 години після сходу сонця. Річний максимум температури на поверхні океану в північній півкулі припадає на серпень, мінімум - на лютий.

Тепловий баланс системи Земля-атмосфера

1. Земля в цілому, атмосфера в окремо і земна поверхня знаходяться в стані теплової рівноваги, якщо розглядати умови за тривалий період (рік або, краще, ряд років). Середні температури їх з року в рік змінюються мало, а від одного багаторічного періоду до іншого залишаються майже незмінними. Звідси випливає, що приплив і віддача тепла за досить тривалий період рівні або майже рівні.

Земля отримує тепло, поглинаючи сонячну радіацію в атмосфері і особливо на земній поверхні. Втрачає вона тепло шляхом випромінювання в світовий простір довгохвильової радіації земної поверхні і атмосфери. При тепловій рівновазі Землі в цілому приплив сонячної радіації (на верхню межу атмосфери) і віддача радіації з верхньої межі атмосфери в світовий простір повинні бути рівними. Інакше кажучи, на верхній межі атмосфери має існувати променисте рівновагу, т. Е. Радіаційний баланс, рівний нулю.

Атмосфера, окремо взята, отримує і втрачає тепло, поглинаючи сонячну і земну радіацію і віддаючи свою радіацію вниз і вгору. Крім того, вона обмінюється теплом з земною поверхнею нерадіаційні шляхом. Тепло переноситься від земної поверхні в повітря або назад шляхом теплопровідності. Нарешті, тепло витрачається на випаровування води з підстильної поверхні; потім воно звільняється в атмосфері при конденсації водяної пари. Всі зазначені потоки тепла, спрямовані в атмосферу і з атмосфери, за тривалий час повинні врівноважуватися.

Мал. 37. Тепловий баланс Землі, атмосфери і земної поверхні. 1 - короткохвильова радіація, II -длінноволновая радіація, III - нерадіаційні обмін.

Нарешті, на земній поверхні врівноважуються приплив тепла внаслідок поглинання сонячної й атмосферної радіації, віддача тепла шляхом випромінювання самої земної поверхні і нерадіаційні обмін теплом між нею і атмосферою.

2. Приймемо сонячну радіацію, що входить в атмосферу, за 100 одиниць (рис. 37). З цієї кількості 23 одиниці відбиваються назад хмарами і йдуть у світовий простір, 20 одиниць поглинаються повітрям і хмарами і тим самим йдуть на нагрівання атмосфери. Ще 30 одиниць радіації розсіюються в атмосфері і з них 8 одиниць йдуть у світовий простір. 27 одиниць прямий і 22 одиниці розсіяною радіації доходять до земної поверхні. З них 25 + 20 \u003d 45 одиниць поглинаються і нагрівають верхні шари грунту і води, а 2 + 2 \u003d 4 одиниці відображаються в світовий простір.

Отже, з верхньої межі атмосфери йде назад у світовий простір 23 + 8 + 4 \u003d 35 одиниць<неиспользованной> сонячної радіації, т. е. 35% її притоки на межу атмосфери. Цю величину (35%) називають, як ми вже знаємо, альбедо Землі. Для збереження радіаційного рівноваги на верхній межі атмосфери необхідно, щоб через неї назовні йшло ще 65 одиниць довгохвильового випромінювання земної поверхні.

3. Звернемося тепер до земної поверхні. Як вже було сказано, вона поглинає 45 одиниць прямий і розсіяної сонячної радіації. Крім того, до земної поверхні спрямований потік довгохвильового випромінювання з атмосфери. Атмосфера відповідно до своїх температурних умов випромінює 157 одиниць енергії. З цих 157 одиниць 102 направлені до земної поверхні і поглинаються нею, а 55 йдуть у світовий простір. Таким чином, крім 45 одиниць короткохвильового сонячної радіації, земна поверхня поглинає ще вдвічі більшу кількість довгохвильової атмосферної радіації. Всього ж земна поверхня отримує від поглинання радіації 147 одиниць тепла.

Очевидно, що при тепловій рівновазі вона повинна стільки ж і втрачати. Шляхом власного довгохвильового випромінювання вона втрачає 117 одиниць. Ще 23 одиниці тепла витрачаються земною поверхнею при випаровуванні води. Нарешті, шляхом теплопровідності в процесі теплообміну між земною поверхнею і атмосферою поверхня втрачає 7 одиниць тепла (тепло йде від неї в атмосферу у великих кількостях, але компенсується зворотним передачею, яка тільки на 7 одиниць менше).

Всього, таким чином, земна поверхня втрачає 117 + 23 + + 7 \u003d 147 одиниць тепла, т. Е. Стільки ж, скільки отримує, поглинаючи сонячну і атмосферну радіацію.

З 117 одиниць довгохвильового випромінювання земною поверхнею 107 одиниць поглинаються атмосферою, а 10 одиниць йдуть за межі атмосфери в світовий простір.

4. Тепер зробимо підрахунок для атмосфери. Вище сказано, що вона поглинає 20 одиниць сонячної радіації, 107 одиниць земного випромінювання, 23 одиниці тепла конденсації і 7 одиниць в процесі теплообміну з земною поверхнею. Всього це складе 20 + 107 + 23 + 7 \u003d 157 одиниць енергії, т. Е. Стільки ж, скільки атмосфера сама випромінює.

Нарешті, знову звернемося до верхньої поверхні атмосфери. Через неї приходить 100 одиниць сонячної радіації і йде назад 35 одиниць відбитої і розсіяної сонячної радіації, 10 одиниць земного випромінювання і 55 одиниць атмосферного випромінювання, а всього 100 одиниць. Таким чином, і на верхній межі атмосфери існує рівновага між припливом і віддачею енергії, до того ж здесь.- тільки променевої енергії. Ніяких інших механізмів обміну тепла між Землею і світовим простором, крім радіаційних процесів, не існує.

Всі наведені цифри підраховані на основі аж ніяк не вичерпних спостережень. Тому на них не потрібно дивитися як на абсолютно точні. Вони не раз піддавалися невеликих змін, які не міняють, однак, істоти розрахунку.

5. Звернемо увагу, що атмосфера і земна поверхня, окремо взяті, випромінюють набагато більше тепла, ніж за той же час поглинають сонячної радіації. Це може здатися незрозумілим. Але по суті справи це взаємний обмін, взаємна<перекачка> радіації. Наприклад, земна поверхня втрачає в кінцевому рахунку зовсім не 117 одиниць радіації, 102 одиниці вона отримує назад, поглинаючи зустрічну випромінювання; чиста втрата дорівнює лише 117-102 \u003d 15 одиницям. Лише 65 одиниць земної і атмосферної радіації йдуть через верхню межу атмосфери в світовий простір. Приплив 100 одиниць сонячної радіації на кордон атмосфери якраз і врівноважує чисту втрату радіації Землею шляхом відображення (35) і випромінювання (65).