Žemės paviršius, sugerdamas saulės spinduliuotę ir įšilęs, pats tampa šilumos spinduliuotės šaltiniu į atmosferą ir per ją į pasaulio erdvę. Kuo aukštesnė paviršiaus temperatūra, tuo didesnė spinduliuotė. Pačios Žemės ilgųjų bangų spinduliuotė didžiąja dalimi tvyro troposferoje, kuri tuo pat metu įkaista ir skleidžia spinduliuotę – atmosferos kontraradiaciją. Skirtumas tarp žemės paviršiaus spinduliuotės ir priešingos atmosferos spinduliuotės vadinamas efektyvi spinduliuotė. Tai rodo tikrąjį šilumos nuostolį Žemės paviršiuje ir yra apie 20%.
Ryžiai. 7.2. Vidutinio metinio radiacijos ir šilumos balanso schema (pagal K.Ya.Kondratiev, 1992)
Atmosfera, skirtingai nei žemės paviršius, spinduliuoja daugiau nei sugeria. Energijos deficitą kompensuoja nuo žemės paviršiaus kartu su vandens garais ateinanti šiluma, taip pat turbulencija (kylant šalia žemės paviršiaus įkaitintam orui). Temperatūros kontrastai, atsirandantys tarp žemų ir didelių platumų, yra išlyginti dėl advekcija -šilumos perdavimas jūra ir daugiausia oro srovėmis iš žemų platumų į aukštąsias (7.2 pav., dešinė pusė). Bendroms geografinėms išvadoms taip pat svarbūs ritminiai spinduliuotės svyravimai dėl sezonų kaitos, nes nuo to priklauso tam tikros vietovės šiluminis režimas. Žemės dangų atspindinčios savybės, terpių šiluminė talpa ir šilumos laidumas dar labiau apsunkina šiluminės energijos perdavimą ir šiluminės energijos charakteristikų pasiskirstymą.
Šilumos balanso lygtis.Šilumos kiekis apibūdinamas šilumos balanso lygtimi, kuri kiekvienoje geografinėje vietovėje yra skirtinga. Svarbiausias jo komponentas yra žemės paviršiaus radiacijos balansas. Saulės spinduliuotė eikvoja dirvožemio ir oro (ir vandens) šildymui, garavimui, sniego ir ledo tirpimui, fotosintezei, dirvožemio formavimosi procesams ir uolienų dūlėjimui. Kadangi gamtai visada būdinga pusiausvyra, tarp energijos atėjimo ir jos suvartojimo stebima lygybė, kuri išreiškiama šilumos balanso lygtisžemės paviršius:
kur R- radiacijos balansas; LE yra šiluma, naudojama vandeniui išgarinti ir sniegui ar ledui tirpdyti (L- latentinė garavimo arba garavimo šiluma; E- garavimo arba kondensacijos greitis); BET - horizontalus šilumos perdavimas oro ir vandenyno srovėmis arba turbulentiniu srautu; R -žemės paviršiaus šilumos mainai su oru; AT –žemės paviršiaus šilumos mainai su dirvožemiu ir uolienomis; F- energijos suvartojimas fotosintezei; NUO- energijos suvartojimas dirvožemio formavimuisi ir atmosferos poveikiui; Q+q- suminė spinduliuotė; a- albedas; aš- efektyvi atmosferos spinduliuotė.
Energijos, išleidžiamos fotosintezei ir dirvožemio formavimuisi, dalis sudaro mažiau nei 1 % radiacijos biudžeto, todėl šie komponentai dažnai neįtraukiami į lygtį. Tačiau iš tikrųjų jie gali būti svarbūs, nes ši energija gali kauptis ir transformuotis į kitas formas (konvertuojama energija). Mažos galios, bet ilgalaikis (šimtus milijonų metų) konvertuojamos energijos kaupimo procesas turėjo didelės įtakos geografiniam apvalkalui. Išsklaidytoje organinėje medžiagoje jis sukaupė apie 11×10 14 J/m 2 energijos. nuosėdinės uolienos, taip pat formoje akmens anglys, nafta, skalūnai.
Šilumos balanso lygtis gali būti sudaryta bet kuriai geografinei vietovei ir laiko intervalui, atsižvelgiant į klimato sąlygų specifiškumą ir komponentų indėlį (žemei, vandenynui, vietovėms, kuriose susidaro ledas, neužšąla ir kt.).
Šilumos perdavimas ir paskirstymas.Šilumos perdavimas iš paviršiaus į atmosferą vyksta trimis būdais: šiluminė spinduliuotė, oro šildymas arba vėsinimas, kai jis liečiasi su žeme, ir vandens garavimas. Vandens garai, kylantys į atmosferą, kondensuojasi ir suformuoja debesis arba iškrenta kaip krituliai, o šiuo atveju išsiskirianti šiluma patenka į atmosferą. Atmosferos sugeriama spinduliuotė ir vandens garų kondensacijos šiluma atitolina šilumos praradimą nuo žemės paviršiaus. Sausuose regionuose ši įtaka mažėja ir stebime didžiausias dienos ir metinės temperatūros amplitudes. Mažiausios temperatūros amplitudės būdingos vandenynų regionams. Vandenynas, kaip didžiulis rezervuaras, kaupia daugiau šilumos, o tai sumažina metinius temperatūros svyravimus dėl didelės specifinės vandens šilumos. Taigi Žemėje vanduo atlieka svarbų šilumos akumuliatoriaus vaidmenį.
Šilumos balanso struktūra priklauso nuo geografinės platumos ir kraštovaizdžio tipo, kuris, savo ruožtu, priklauso nuo jo. Jis gerokai pasikeičia ne tik judant nuo pusiaujo į ašigalius, bet ir judant iš sausumos į jūrą. Žemė ir vandenynas skiriasi tiek sugertos spinduliuotės kiekiu, tiek šilumos pasiskirstymo pobūdžiu. Vasarą vandenyne šiluma pasklinda iki kelių šimtų metrų gylio. Šiltuoju metų laiku vandenyne susikaupia nuo 1,3×10 9 iki 2,5×10 9 J/m 2 . Sausumoje šiluma pasklinda vos kelių metrų gylyje, o šiltuoju metų laiku čia susikaupia apie 0,1 × 10 9 J/m 2 – tai 10-25 kartus mažiau nei vandenyne. Dėl didelio šilumos tiekimo vandenynas žiemą vėsta mažiau nei žemė. Skaičiavimai rodo, kad vienkartinis šilumos kiekis vandenyne yra 21 kartą didesnis nei jo tiekimas visam žemės paviršiui. Net 4 metrų vandenyno vandens sluoksnyje šilumos yra 4 kartus daugiau nei visoje atmosferoje.
Vandeniui išgarinti sunaudojama iki 80 % vandenyno sugeriamos energijos. Tai 12×10 23 J/m 2 per metus, tai yra 7 kartus daugiau nei toks pat žemės šilumos balanso straipsnis. 20% energijos išleidžiama turbulentiniams šilumos mainams su atmosfera (o taip pat daugiau nei sausumoje). Vertikalūs vandenyno šilumos mainai su atmosfera taip pat skatina horizontalų šilumos perdavimą, dėl kurio ji iš dalies atsiduria sausumoje. Šilumos mainuose tarp vandenyno ir atmosferos dalyvauja 50 metrų vandens sluoksnis.
Radiacijos ir šilumos balanso pokyčiai. Metinė radiacijos balanso suma yra teigiama beveik visur Žemėje, išskyrus Grenlandijos ir Antarktidos ledyninius regionus. Jo vidutinės metinės vertės mažėja kryptimi nuo pusiaujo iki ašigalių pagal pasiskirstymo modelį saulės radiacija aplink Žemės rutulį (7.3 pav.). Radiacijos balansas virš vandenyno yra didesnis nei virš sausumos. Taip yra dėl žemesnio vandens paviršiaus albedo, padidėjusio drėgmės kiekio pusiaujo ir atogrąžų platumose. Sezoniniai radiacijos balanso pokyčiai vyksta visose platumose, tačiau nevienodo sunkumo. Žemose platumose sezoniškumą lemia kritulių režimas, nes šilumos sąlygos čia mažai keičiasi. Vidutinėse ir didelėse platumose sezoniškumą lemia šiluminis režimas: radiacijos balansas keičiasi iš teigiamo vasarą į neigiamą žiemą. Neigiamą šaltojo metų laikotarpio balansą vidutinio klimato ir poliarinėse platumose iš dalies kompensuoja šilumos advekcija oro ir jūros srovėmis iš žemų platumų.
Norint išlaikyti Žemės energijos balansą, turi vykti šilumos perdavimas ašigalių link. Šiek tiek mažiau šios šilumos neša vandenyno srovės, likusią dalį – atmosfera. Žemės šildymo skirtumai lemia jos, kaip geografinio šilumos variklio, kuriame šiluma perduodama iš šildytuvo į šaldytuvą, veikimą. Gamtoje šis procesas realizuojamas dviem formomis: pirma, termodinaminiai erdviniai nehomogeniškumas sudaro planetines vėjų ir jūros srovių sistemas; antra, šios planetinės sistemos pačios dalyvauja perskirstant šilumą ir drėgmę Žemės rutulyje. Taigi šiluma iš pusiaujo link ašigalių perduodama oro srovėmis arba vandenyno srovėmis, o šalto oro ar vandens masės – į pusiaują. Ant pav. 7.4 paveiksle parodytas šilto paviršinio vandens pernešimas į polius Atlanto vandenyne. Šilumos perdavimas link ašigalių pasiekia maksimumą netoli 40° platumos, o ties ašigaliais tampa lygus nuliui.
Saulės spinduliuotės antplūdis priklauso ne tik nuo geografinės platumos, bet ir nuo sezono (7.4 lentelė). Pastebėtina, kad vasarą į Arktį patenka net daugiau šilumos nei ties pusiauju, tačiau dėl aukšto Arkties jūrų albedo ledas čia netirpsta.
Temperatūros pasiskirstymas. Ant horizontalus pasiskirstymasįtakos turi temperatūra geografinė padėtis, reljefas, pagrindinio paviršiaus savybės ir medžiagų sudėtis, sistemos vandenyno srovės ir atmosferos cirkuliacijos paviršiniuose ir paviršiniuose sluoksniuose pobūdis.
Ryžiai. 7.3. Vidutinio metinio radiacijos balanso pasiskirstymas žemės paviršiuje, MJ / (m 2 × metai) (pagal S. P. Khromov ir M. A. Petrosyants, 1994)
Ryžiai. 7.4. Šilumos perdavimas šiaurinėje dalyje Atlanto vandenynas, °C(pagal S. Neshiba, 1991). Pavėsingos zonos yra sritys, kuriose paviršinis vanduo yra šiltesnis nei vandenyno vidurkis. Skaičiai rodo tūrinius vandens srautus (milijonai m 3 / s), rodyklės rodo srovių kryptį, stora linija nurodo Golfo srovę
7.4 lentelė. Bendra radiacija, patenkanti į žemės paviršių (N.I. Egorovas, 1966)
Siekiant teisingai įvertinti įvairių žemės paviršių įkaitimo ir vėsinimo laipsnį, apskaičiuoti garavimą, nustatyti drėgmės pokyčius dirvožemyje, parengti užšalimo prognozavimo metodus, taip pat įvertinti melioracijos poveikį klimato sąlygos paviršinis oro sluoksnis, reikalingi duomenys apie žemės paviršiaus šilumos balansą.
Žemės paviršius nuolat gauna ir praranda šilumą dėl įvairių trumpųjų ir ilgųjų bangų spinduliuotės srautų poveikio. Sugerdamas didesnį ar mažesnį bendrą spinduliuotę ir priešingą spinduliuotę, žemės paviršius įkaista ir skleidžia ilgųjų bangų spinduliuotę, o tai reiškia, kad jis praranda šilumą. Vertė, apibūdinanti žemės šilumos nuostolius
paviršius yra efektyvioji spinduliuotė. Jis lygus skirtumui tarp savosios žemės paviršiaus spinduliuotės ir priešingos atmosferos spinduliuotės. Kadangi atmosferos priešinga spinduliuotė visada yra šiek tiek mažesnė nei žemės, šis skirtumas yra teigiamas. Dienos metu efektyvią spinduliuotę blokuoja sugerta trumpųjų bangų spinduliuotė. Naktį, nesant trumpųjų bangų saulės spinduliuotės, efektyvi spinduliuotė sumažina žemės paviršiaus temperatūrą. Debesuotame ore dėl padidėjusios atmosferos priešinės spinduliuotės efektyvioji spinduliuotė yra daug mažesnė nei giedru oru. Mažesnis ir naktinis žemės paviršiaus vėsinimas. Vidurinėse platumose žemės paviršius dėl efektyvios spinduliuotės praranda maždaug pusę šilumos kiekio, kurį jie gauna iš sugertos spinduliuotės.
Spinduliavimo energijos patekimas ir suvartojimas apskaičiuojamas pagal žemės paviršiaus spinduliuotės balanso vertę. Jis lygus skirtumui tarp sugertosios ir efektyviosios spinduliuotės, nuo jos priklauso žemės paviršiaus šiluminė būsena – jos įkaitimas ar atšalimas. Dieną jis beveik visą laiką yra teigiamas, t.y., šilumos tiekimas viršija suvartojimą. Naktį radiacijos balansas yra neigiamas ir lygus efektyviajai spinduliuotei. Žemės paviršiaus radiacijos balanso metinės vertės, išskyrus didžiausias platumas, visur yra teigiamos. Ši perteklinė šiluma sunaudojama atmosferai šildyti turbulenciniu šilumos laidumu, garavimui ir šilumos mainams su gilesniais dirvožemio ar vandens sluoksniais.
Jei laikome temperatūros sąlygas ilgesniam laikui (metus ar geriau keletą metų), tada žemės paviršius, atmosfera atskirai ir sistema „Žemė-atmosfera“ yra šiluminės pusiausvyros būsenoje. Jų vidutinė temperatūra kiekvienais metais mažai skiriasi. Pagal energijos tvermės dėsnį galime daryti prielaidą, kad į žemės paviršių ateinančių ir iš jo išeinančių šilumos srautų algebrinė suma lygi nuliui. Tai yra žemės paviršiaus šilumos balanso lygtis. Jo prasmė ta, kad žemės paviršiaus spinduliuotės pusiausvyrą subalansuoja nespinduliuojantis šilumos perdavimas. Šilumos balanso lygtis, kaip taisyklė, neatsižvelgia į tokius srautus (dėl jų mažumo), kaip kritulių perduodama šiluma, energijos suvartojimas fotosintezei, šilumos prieaugis dėl biomasės oksidacijos, taip pat šilumos suvartojimas tirpstant ledui ar sniegui, šilumos pelnas iš užšalusio vandens.
Sistemos „Žemė-atmosfera“ terminis balansas ilgą laiką taip pat lygus nuliui, t. y. Žemė, kaip planeta, yra šiluminėje pusiausvyroje: į viršutinę atmosferos ribą patenkanti saulės spinduliuotė subalansuojama išeinančios spinduliuotės. atmosfera nuo viršutinės atmosferos ribos.
Jei į viršutinę ribą patenkantį orą laikysime 100%, tai 32% šio kiekio išsisklaido atmosferoje. Iš jų 6% grįžta į pasaulinę erdvę. Vadinasi, 26% patenka į žemės paviršių išsklaidytos spinduliuotės pavidalu; 18 % radiacijos sugeria ozonas, aerozoliai ir naudojama atmosferai šildyti; 5% sugeria debesys; 21% radiacijos patenka į kosmosą dėl atspindžio iš debesų. Taigi į žemės paviršių patenka 50 % spinduliuotės, iš kurios tiesioginė spinduliuotė sudaro 24 %; 47 % sugeria žemės paviršius, o 3 % gaunamos spinduliuotės atsispindi atgal į kosmosą. Dėl to 30% saulės spinduliuotės iš viršutinės atmosferos ribos patenka į kosmosą. Ši vertė vadinama planetiniu Žemės albedu. Žemės ir atmosferos sistemoje 30% atspindėtos ir išsklaidytos saulės spinduliuotės, 5% žemės spinduliuotės ir 65% atmosferos spinduliuotės, t.y. tik 100%, grįžta į kosmosą per viršutinę atmosferos ribą.
Skirtumas tarp sugertos saulės spinduliuotės ir efektyviosios spinduliuotės yra spinduliuotės balansas arba liekamoji žemės paviršiaus spinduliuotė (B). Radiacijos balansą, apskaičiuojant viso Žemės paviršiaus vidurkį, galima parašyti formule B = Q * (1 - A) - E eff arba B = Q - R k - E eff. 24 paveiksle parodytas apytikslis skirtingų tipų spinduliuotės, dalyvaujančios spinduliuotės ir šilumos balanse, procentas. Akivaizdu, kad Žemės paviršius sugeria 47% visos į planetą atkeliavusios radiacijos, o efektyvioji spinduliuotė siekia 18%. Taigi, visos Žemės paviršiaus radiacijos balansas yra teigiamas ir siekia 29%.
Ryžiai. 24. Žemės paviršiaus spinduliuotės ir šilumos balansų schema (pagal K. Ya. Kondratjevą)
Radiacijos balanso pasiskirstymas žemės paviršiuje yra labai sudėtingas. Šio pasiskirstymo modelių žinojimas yra nepaprastai svarbus, nes veikiant liekamajai spinduliuotei susidaro apatinio paviršiaus ir troposferos temperatūros režimas bei visas Žemės klimatas. Metų žemės paviršiaus spinduliuotės balanso žemėlapių analizė (25 pav.) leidžia daryti tokias išvadas.
Metinė Žemės paviršiaus radiacijos balanso suma beveik visur yra teigiama, išskyrus Antarktidos ir Grenlandijos ledo plynaukštes. Jo metinės vertės zoniškai ir reguliariai mažėja nuo pusiaujo iki ašigalių, atsižvelgiant į pagrindinį veiksnį - bendrą spinduliuotę. Be to, spinduliuotės pusiausvyros tarp pusiaujo ir ašigalių reikšmių skirtumas yra reikšmingesnis nei bendros spinduliuotės verčių skirtumas. Todėl radiacijos balanso zoniškumas yra labai ryškus.
Kitas radiacijos balanso dėsningumas yra jo padidėjimas pereinant iš sausumos į vandenyną su pertrūkiais ir izoliacijų maišymu palei pakrantę. Ši savybė geriau išreiškiama pusiaujo-tropinėse platumose ir palaipsniui išsilygina iki poliarinių.Didesnis radiacijos balansas virš vandenynų paaiškinamas žemesniu vandens albedo, ypač pusiaujo-tropinių platumų, ir sumažėjusia efektyvia spinduliuote dėl žemesnė vandenyno paviršiaus temperatūra ir didelis oro drėgnumas bei debesuotumas. Dėl padidėjusių radiacijos balanso verčių ir didelio vandenyno ploto planetoje (71%) būtent jis vaidina pagrindinį vaidmenį Žemės šiluminiame režime, o vandenynų ir žemynų radiacijos balanso skirtumas lemia nuolatinę ir gilią jų tarpusavio įtaką visose platumose.
Ryžiai. 25. Žemės paviršiaus spinduliuotės balansas per metus [MJ / (m 2 X metai)] (pagal S. P. Khromov ir M. A. Petrosyants)
Sezoniniai radiacijos balanso pokyčiai pusiaujo-tropinėse platumose nedideli (26, 27 pav.). Dėl to ištisus metus yra nedideli temperatūros svyravimai. Todėl metų sezonus ten nulemia ne temperatūrų eiga, o metinis kritulių režimas. Ekstratropinėse platumose per metus vyksta kokybiniai radiacijos balanso pokyčiai nuo teigiamų iki neigiamų. Vasarą didelėse platumose vidutinio klimato ir iš dalies aukštų platumų radiacijos balanso reikšmės yra reikšmingos (pavyzdžiui, birželį sausumoje netoli poliarinio rato jos yra tokios pat kaip atogrąžų dykumose) ir jos svyravimai. platumos yra palyginti mažos. Tai atsispindi temperatūros režime ir atitinkamai susilpnėjusioje tarpplatinėje cirkuliacijoje šiuo laikotarpiu. Žiemą dideliuose plotuose radiacijos balansas yra neigiamas: šalčiausio mėnesio nulinio radiacijos balanso linija eina per žemę maždaug išilgai 40 ° platumos, virš vandenynų - išilgai 45 °. Skirtingos termobarinės sąlygos žiemą sukelia atmosferos procesų aktyvavimą vidutinio ir subtropinio platumų zonose. Neigiamą radiacijos balansą žiemą vidutinio klimato ir poliarinėse platumose iš dalies kompensuoja šilumos antplūdis su oro ir vandens masėmis iš pusiaujo-tropinių platumų. Skirtingai nuo žemų platumų vidutinio ir aukšto klimato platumose, metų sezonus pirmiausia lemia šiluminės sąlygos, kurios priklauso nuo radiacijos balanso.
Ryžiai. 26. Žemės paviršiaus radiacijos balansas birželio mėn. [10 2 MJ / (m 2 x M es.) |
Visų platumų kalnuose radiacijos balanso pasiskirstymą apsunkina aukščio įtaka, sniego dangos trukmė, šlaitų insoliacija, debesuotumas ir kt. Apskritai, nepaisant padidėjusių bendrosios radiacijos verčių kalnuose , radiacijos balansas ten mažesnis dėl sniego ir ledo albedo, efektyvios spinduliuotės dalies padidėjimo ir kitų veiksnių.
Žemės atmosfera turi savo radiacijos balansą. Spinduliuotė patenka į atmosferą dėl trumpųjų bangų saulės spinduliuotės ir ilgųjų bangų žemės spinduliuotės sugerties. Spinduliuotė sunaudojama atmosferoje su priešinga spinduliuote, kurią visiškai kompensuoja žemės spinduliuotė, ir dėl išeinančios spinduliuotės. Specialistų teigimu, atmosferos radiacijos balansas yra neigiamas (-29 proc.).
Apskritai Žemės paviršiaus ir atmosferos radiacijos balansas yra 0, t.y. Žemė yra spinduliavimo pusiausvyros būsenoje. Tačiau radiacijos perteklius Žemės paviršiuje ir jos trūkumas atmosferoje verčia kelti klausimą: kodėl esant radiacijos pertekliui, Žemės paviršius nesudega, o atmosfera su jos trūkumu neužšąla. iki absoliutaus nulio temperatūros? Faktas yra tas, kad tarp Žemės paviršiaus ir atmosferos (taip pat tarp paviršiaus ir giliųjų Žemės sluoksnių ir vandens) yra neradiaciniai šilumos perdavimo būdai. Pirmoji – molekulinis šilumos laidumas ir turbulentinis šilumos perdavimas (H), kurio metu atmosfera įkaista ir joje perskirstoma šiluma vertikaliai ir horizontaliai. Taip pat šildomi giluminiai žemės ir vandens sluoksniai. Antrasis – aktyvūs šilumos mainai, vykstantys vandeniui pereinant iš vienos fazės būsenos į kitą: garuojant sugeriama šiluma, o kondensuojantis ir sublimuojant vandens garams išsiskiria latentinė garavimo šiluma (LE).
Būtent neradiaciniai šilumos perdavimo būdai subalansuoja žemės paviršiaus ir atmosferos radiacijos balansą, nulinį ir neleidžia paviršiui perkaisti bei peršalti Žemės atmosferai. Žemės paviršius praranda 24% radiacijos dėl vandens išgaravimo (ir atmosfera atitinkamai gauna tiek pat dėl vėlesnio vandens garų kondensacijos ir sublimacijos debesų ir rūko pavidalu) ir 5% radiacijos, kai atmosfera. šildomas nuo žemės paviršiaus. Iš viso tai sudaro 29 % radiacijos, kurios žemės paviršiuje yra per daug ir kurios trūksta atmosferoje.
Ryžiai. 27. Gruodžio mėn. žemės paviršiaus radiacijos balansas [10 2 MJ / (m 2 x M es.)]
Ryžiai. 28. Žemės paviršiaus šilumos balanso komponentai dienos metu (pagal S. P. Khromovą)
Algebrinė visų pajamų ir šilumos sąnaudų žemės paviršiuje ir atmosferoje suma vadinama šilumos balansu; todėl radiacijos balansas yra svarbiausias šilumos balanso komponentas. Žemės paviršiaus šilumos balanso lygtis yra tokia:
B – LE – P±G = 0,
čia B – žemės paviršiaus spinduliuotės balansas, LE – šilumos sunaudojimas garavimui (L – savitoji garavimo šiluma, £ – išgaravusio vandens masė), P – turbulentinė šilumos mainai tarp apatinio paviršiaus ir atmosferos, G – šilumos mainai su apatiniu paviršiumi (28 pav.). Paviršiaus šilumos nuostolius aktyviajam sluoksniui šildyti dieną ir vasarą beveik visiškai kompensuoja jos grįžimas iš gelmių į paviršių naktį ir žiemą, todėl vidutinė ilgalaikė metinė viršutinių dirvožemio sluoksnių temperatūra ir Pasaulio vandenyno vanduo laikomas pastoviu, o G beveik bet kuriame paviršiuje gali būti laikomas lygiu nuliui. Todėl ilgalaikėje išvadoje metinis žemės paviršiaus ir Pasaulio vandenyno šilumos balansas išleidžiamas garavimui ir šilumos mainams tarp apatinio paviršiaus ir atmosferos.
Šilumos balanso pasiskirstymas Žemės paviršiuje yra sudėtingesnis nei radiacinis dėl daugelio jį veikiančių veiksnių: debesuotumo, kritulių, paviršiaus įkaitimo ir kt. Skirtingose platumose šilumos balanso reikšmės skiriasi nuo 0 viena kryptimi. arba kitas: didelėse platumose jis neigiamas, o žemose - teigiamas. Šilumos trūkumą šiauriniuose ir pietiniuose poliariniuose regionuose kompensuoja jos perkėlimas iš atogrąžų platumų daugiausia naudojant vandenyno sroves ir oro mases, taip sukuriant terminę pusiausvyrą tarp skirtingų žemės paviršiaus platumų.
Atmosferos šilumos balansas parašytas taip: –B + LE + P = 0.
Akivaizdu, kad vienas kitą papildantys Žemės paviršiaus ir atmosferos šiluminiai režimai subalansuoja vienas kitą: visa į Žemę patenkanti saulės spinduliuotė (100 proc.) subalansuojama Žemės spinduliuotės praradimu dėl atspindžio (30 proc.) ir spinduliuotės (70 proc.). , todėl apskritai šiluminė Žemės balansas, kaip ir spinduliuotės, lygus 0. Žemėje yra spinduliavimo ir šiluminė pusiausvyra, o bet koks jos pažeidimas gali lemti mūsų planetos perkaitimą ar atšalimą.
Šilumos balanso pobūdis ir jo energijos lygis lemia daugumos geografiniame apvalkale vykstančių procesų ypatybes ir intensyvumą, o svarbiausia – troposferos šiluminį režimą.
Žemės, atmosferos ir žemės paviršiaus šilumos balansas Per ilgą laiką šilumos balansas lygus nuliui, tai yra, Žemė yra šiluminėje pusiausvyroje. I - trumpųjų bangų spinduliuotė, II - ilgųjų bangų spinduliuotė, III - neradiaciniai mainai.
Elektromagnetinė spinduliuotė Spinduliuotė arba spinduliuotė yra kita materijos forma. Ypatingas spinduliavimo atvejis yra matoma šviesa; bet radiacija apima ir akies nesuvokiamus gama spindulius, rentgeno spindulius, ultravioletinę ir infraraudonąją spinduliuotę, radijo bangas, įskaitant televizijos bangas.
Elektromagnetinių bangų charakteristikos Spinduliuotė iš emiterio šaltinio sklinda visomis kryptimis m elektromagnetinių bangų pavidalu, kurių šviesos greitis vakuume yra apie 300 000 km/s. Bangos ilgis yra atstumas tarp gretimų maksimumų (arba minimumų). m Virpesių dažnis yra virpesių skaičius per sekundę.
Bangos ilgiai Ultravioletinė spinduliuotė – bangos ilgis nuo 0,01 iki 0,39 mikrono. Jis nematomas, tai yra, jo nesuvokia akis. Akies suvokiama matoma šviesa, bangos ilgiai 0,40 0,76 mikrono. Apie 0,40 µm bangos yra violetinės, o apie 0,76 µm – raudonos. Nuo 0,40 iki 0,76 mikrono yra visų matomo spektro spalvų šviesa. Infraraudonoji spinduliuotė – > 0,76 mikronų ir iki kelių šimtų mikronų bangos žmogaus akiai nematomos. Meteorologijoje įprasta skirti trumpųjų ir ilgųjų bangų spinduliuotę. Trumpųjų bangų banga vadinama spinduliuote, kurios bangos ilgis yra nuo 0,1 iki 4 mikronų. P
Bangos ilgiai Baltą šviesą prizme suskaidžius į ištisinį spektrą, joje esančios spalvos palaipsniui pereina viena į kitą. Visuotinai pripažįstama, kad tam tikrose bangos ilgio (nm) ribose spinduliuotė turi šias spalvas: 390-440 - violetinė 440-480 mėlyna 480-510 - mėlyna 510-550 - žalia 550-575 geltona-žalia 575-585 geltona 585- 620 - oranžinė 630-770 - raudona
Bangos ilgio suvokimas Žmogaus akis jautriausia geltonai žaliai spinduliuotei, kurios bangos ilgis yra apie 555 nm. Yra trys spinduliavimo zonos: mėlynai violetinė (bangos ilgis 400-490 nm), žalia (ilgis 490-570 nm) raudona (ilgis 580-720 nm). Šios spektrinės zonos taip pat yra akių detektorių ir trijų spalvotos plėvelės sluoksnių vyraujančio spektrinio jautrumo zonos.
SAULES SPINDULIACIJOS SUVERTIMAS ATMOSFEROJE Atmosferoje sugeriama apie 23 % tiesioginės saulės spinduliuotės. e Absorbcija yra selektyvi: skirtingos dujos sugeria spinduliuotę skirtinguose spektro regionuose ir viduje įvairaus laipsnio. Azotas sugeria R labai mažus bangos ilgius ultravioletinėje spektro dalyje. Saulės spinduliuotės energija šioje spektro dalyje yra visiškai nereikšminga, todėl azoto absorbcija praktiškai neturi įtakos saulės spinduliuotės srautui. Deguonies pasisavinama daugiau, bet ir labai mažai – dviese siauros sekcijos matomoje spektro dalyje ir ultravioletinėje dalyje. Ozonas sugeria ultravioletinę ir matomą saulės spinduliuotę. Atmosferoje jo yra labai mažai, tačiau ji taip stipriai sugeria ultravioletinę spinduliuotę viršutiniuose atmosferos sluoksniuose, kad trumpesnių nei 0,29 mikrono bangų Saulės spektre prie žemės paviršiaus visai nepastebima. Jo saulės spinduliuotės sugertis ozonu siekia 3% tiesioginės saulės spinduliuotės.
SAULĖS SPINDULIACIJOS SUVERTIMAS ATMOSFERA CO 2 stipriai sugeria infraraudonųjų spindulių spektrą, tačiau jo kiekis atmosferoje yra labai mažas, todėl jo tiesioginės saulės spinduliuotės sugertis paprastai yra nedidelė. Vandens garai yra pagrindinis spinduliuotės sugėriklis, susitelkęs troposferoje. Sugeria spinduliuotę matomoje ir artimoje infraraudonųjų spindulių spektro srityse. Debesys ir atmosferos priemaišos (aerozolio dalelės) sugeria saulės spinduliuotę įvairiose spektro dalyse, priklausomai nuo priemaišų sudėties. Vandens garai ir aerozoliai sugeria apie 15%, debesys – 5% radiacijos.
Žemės šilumos balansas Išsklaidyta spinduliuotė praeina per atmosferą ir ją išsklaido dujų molekulės. Tokios spinduliuotės yra 70% poliarinėse platumose ir 30% tropikuose.
Žemės šilumos balansas 38% išsklaidytos spinduliuotės grįžta į kosmosą. Jis suteikia dangui mėlyną spalvą ir išsklaido šviesą prieš ir po saulėlydžio.
Žemės šilumos balansas Tiesioginis + difuzinis = bendras R 4% atsispindi atmosferoje 10% atspindi žemės paviršius 20% paverčiamas šiluminė energija Oro šildymui išleidžiama 24 % Bendri šilumos nuostoliai per atmosferą sudaro 58 % visų šilumos nuostolių
Oro advekcija Oro judėjimas horizontalia kryptimi. Galime kalbėti apie advekciją: oro masės, šiluma, vandens garai, judėjimo momentas, greičio sūkurys ir tt Atmosferos reiškiniai, atsirandantys dėl advekcijos, vadinami advekciniais: advekciniai rūkai, advekcinės perkūnijos, advekcinės šalnos ir kt.
ALBEDO 1. Plačiąja prasme paviršiaus atspindėjimas: vanduo, augmenija (miškas, stepė), dirbama žemė, debesys ir kt. Pavyzdžiui, miško lajų albedas yra 10 - 15%, žolės - 20 - 25%. smėlis - 30 - 35%, ką tik iškritęs sniegas - 50 - 75% ir daugiau. 2. Žemės albedas – saulės spinduliuotės, kurią Žemės rutulys kartu su atmosfera atsispindi atgal į pasaulio erdvę, procentas iki atmosferos ribos atkeliavusios saulės spinduliuotės. A= O/P Žemės spinduliuotės grįžimas atsispindi nuo žemės paviršiaus ir ilgųjų bangų spinduliuotės debesyse, taip pat tiesioginės trumposios bangos spinduliuotės sklaida atmosferoje. Sniego paviršius turi didžiausią atspindį (85%). Žemės albedas sudaro apie 42 proc.
Inversijos pasekmės Sustojus įprastam konvekcijos procesui, užterštas apatinis atmosferos sluoksnis Žiemos dūmai Šanchajaus mieste aiškiai matoma vertikaliojo oro pasiskirstymo riba.
Temperatūros inversija Nuskendus šaltam orui sukuriama pastovi atmosferos būsena. Dūmai iš kamino negali įveikti besileidžiančios oro masės
Atmosferos oro slėgio eiga. 760 mm tr. Art. = 1033 g Pa Kasdienis atmosferos slėgio pokytis
Vanduo atmosferoje Bendras tūris yra 12–13 tūkst. km 3 vandens garų. Išgaravimas nuo vandenyno paviršiaus 86% Garavimas nuo žemynų paviršiaus 14% Vandens garų kiekis mažėja didėjant aukščiui, tačiau šio proceso intensyvumas priklauso nuo: paviršiaus temperatūros ir drėgmės, vėjo greičio ir atmosferos slėgio.
Atmosferos drėgmės charakteristikos Oro drėgnumas – tai vandens garų kiekis ore. Absoliutinė oro drėgmė - vandens garų kiekis (g) 1 m 3 oro arba jo slėgis (mm Hg) Santykinė drėgmė - oro prisotinimo vandens garais laipsnis (%)
Atmosferos drėgmės charakteristikos Didžiausias drėgmės prisotinimas yra vandens garų kiekio ore tam tikroje temperatūroje riba. Rasos taškas – temperatūra, kurioje ore esantys vandens garai jį prisotina (τ)
Atmosferos drėgmės charakteristikos Garavimas – tikrasis garavimas nuo tam tikro paviršiaus esant tam tikrai temperatūrai Garavimas – didžiausias galimas garavimas esant tam tikrai temperatūrai
Atmosferos drėgmės charakteristikos Garavimas yra lygus garavimui vandens paviršiuje ir daug mažiau sausumoje. Esant aukštai temperatūrai, absoliuti drėgmė didėja, santykinė oro drėgmė išlieka tokia pati, jei nepakanka vandens.
Atmosferos drėgmės charakteristikos Šaltame ore, esant žemai absoliučiai oro drėgmei, santykinė oro drėgmė gali siekti 100%. Krituliai iškrenta pasiekus rasos tašką. Šaltame klimate, net esant labai žemai santykinei oro drėgmei.
Oro drėgmės pokyčių priežastys 1. ZONALĖ Absoliuti drėgmė mažėja nuo pusiaujo (20 - 30 mm) iki ašigalių (1 - 2 mm). Santykinė oro drėgmė kinta mažai (70 - 80%).
Oro drėgmės kitimo priežastys 2. Metinė absoliučios drėgmės eiga atitinka temperatūrų eigą: kuo šilčiau, tuo aukštesnė
TARPTAUTINĖ DEBESŲ KLASIFIKACIJA Debesys pagal išvaizdą skirstomi į 10 pagrindinių formų (genčių). Pagrindinėse gentyse yra: rūšys, veislės ir kiti požymiai; taip pat tarpines formas. g Debesuotumas matuojamas taškais: 0 - be debesų; 10 - dangus visiškai padengtas debesimis.
TARPTAUTINĖ DEBESŲ KLASIFIKACIJA Debesų tipai Rusiškas pavadinimas Lotyniškas pavadinimas I Cirrus (Ci) II Cirrocumulus (Cc) III Cirrostratus (Cs) IV Altocumulus (Ac) Altostratus (As) VI Nimbostratus (Ns) VI Nimbostratus (Ns) VII Stratocumulus (Sc) VIII Stratus Stratus (St) IX Cumulus Cumulus (Cu) ) X Cumulonimbus Cumulonimbus (Cb) Scenos aukštis H = 7 – 18 km H = 2 – 8 km H = iki 2 km
Žemutinės pakopos debesys. Stratostratus debesys turi tą pačią kilmę kaip Altostratus. Tačiau jų sluoksnis siekia kelis kilometrus. Šie debesys yra apatinėje, vidurinėje ir dažnai viršutinėje pakopoje. Viršutinėje dalyje juos sudaro maži lašeliai ir snaigės, apatinėje - dideli lašai ir snaigės. Todėl šių debesų sluoksnis yra tamsiai pilkos spalvos. Pro jį nešviečia saulė ir mėnulis. Paprastai apniukęs lietus arba sniegas iškrenta iš stratocinimbus debesų, pasiekiančių žemės paviršių.
Vidutinės pakopos debesys Altocumulus debesys yra baltos arba pilkos spalvos (arba abiejų) debesų sluoksniai arba keteros. Tai gana ploni debesys, daugiau ar mažiau užstojantys saulę. Sluoksniai arba keteros susideda iš plokščių velenų, diskų, plokščių, dažnai išdėstytų eilėmis. Juose atsiranda optiniai reiškiniai - vainikai, vaivorykštė - vaivorykštė debesų kraštų spalva, nukreipta į saulę. Irisa nurodo, kad altocumulus debesys susideda iš labai mažų vienodų lašelių, dažniausiai peršaldytų.
Vidutinės pakopos debesys Optiniai reiškiniai debesyse Altocumulus Debesys Karūnos debesyse Debesų vaivorykštė Halo
Viršutiniai debesys Tai aukščiausi debesys troosferoje, susidaro žemiausioje temperatūroje ir yra sudaryti iš ledo kristalų, yra balti, permatomi ir mažai užstoja saulės šviesos.
Debesų fazinė sudėtis Vandens (lašelių) debesys, susidedantys tik iš lašų. Jie gali egzistuoti ne tik esant teigiamai, bet ir neigiamai temperatūrai (-100 C ir žemiau). Šiuo atveju lašeliai yra peršalę, o tai yra gana įprasta atmosferos sąlygomis. c Mišrūs debesys, sudaryti iš peršalusių debesų ir ledo kristalų mišinio. Paprastai jie gali egzistuoti nuo -10 iki -40 °C temperatūroje. Ledo (kristaliniai) debesys, susidedantys tik iš ledo ir kristalų. Paprastai jie vyrauja žemesnėje nei 30°C temperatūroje.
Žemė šilumą gauna sugerdama trumpųjų bangų saulės spinduliuotę atmosferoje, o ypač žemės paviršiuje. Saulės spinduliuotė yra praktiškai vienintelis šilumos šaltinis sistemoje „atmosfera-žemė“. Kiti šilumos šaltiniai (šiluma, išsiskirianti radioaktyvių elementų irimo metu Žemės viduje, gravitacinė šiluma ir kt.) iš viso duoda tik vieną penkias tūkstantąsias šilumos, kuri patenka į viršutinę atmosferos ribą nuo saulės spinduliuotės Taigi ir sudarant šilumos balansą. lygtis, jų galima nepaisyti.
Šiluma prarandama su trumpųjų bangų spinduliuote, išeinančia iš pasaulio erdvės, atsispindėjusiai nuo atmosferos Soa ir nuo žemės paviršiaus SOP bei dėl efektyvios ilgosios bangos spinduliuotės Ee žemės paviršiaus ir atmosferos spinduliuotės Еa.
Taigi, ties viršutine atmosferos riba, Žemės, kaip planetos, šilumos balansą sudaro spinduliuotės (radiacinis) šilumos perdavimas:
SO – Soa – Sop – Ee – Ea = ?Se, (1)
kur?Se, sistemos „atmosfera – Žemė“ šilumos kiekio pokytis per tam tikrą laikotarpį?t.
Apsvarstykite šios lygties sąlygas metiniam laikotarpiui. Saulės spinduliuotės srautas, esant vidutiniam Žemės atstumui nuo Saulės, yra maždaug lygus 42,6-10° J/(m2-metų). Iš šio srauto Žemė gauna energijos kiekį, lygų saulės konstantos I0 sandaugai ir Žemės skerspjūvio plotui pR2, t.y. I0 pR2, kur R yra vidutinis Žemės spindulys. Žemės sukimosi įtakoje ši energija pasiskirsto visame Žemės rutulio paviršiuje, lygi 4pR2. Vadinasi, vidutinė saulės spinduliuotės srauto į horizontalųjį Žemės paviršių vertė, neatsižvelgiant į jo susilpnėjimą atmosfera, yra Iо рR2/4рR3 = Iо/4, arba 0,338 kW/m2. Kiekvienam išorinės atmosferos ribos paviršiaus kvadratiniam metrui vidutiniškai apie 10,66–109 J arba 10,66 GJ saulės energija, t.y. Iо = 10,66 GJ/(m2*metai).
Apsvarstykite (1) lygties išlaidų pusę. Saulės spinduliuotė, pasiekusi išorinę atmosferos ribą, iš dalies prasiskverbia į atmosferą, o iš dalies atsispindi atmosferoje ir žemės paviršiuje į pasaulio erdvę. Naujausiais duomenimis, vidutinis Žemės albedas yra 33%: tai atspindžių nuo debesų (26%) ir atspindžių nuo apatinio paviršiaus (7:%) suma. Tada debesų atspindima spinduliuotė Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 GJ / (m2 * metai), žemės paviršius - SOP = 10,66 * 0,07 = 0,75 GJ / (m2 * metai) ir apskritai Žemė atspindi 3,52 GJ/ (m2*metai).
Žemės paviršius, įkaitęs dėl saulės spinduliuotės sugerties, tampa ilgųjų bangų spinduliuotės šaltiniu, šildančiu atmosferą. Bet kurio kūno, kurio temperatūra aukštesnė už absoliutų nulį, paviršius nuolat spinduliuoja šiluminę energiją. Žemės paviršius ir atmosfera nėra išimtis. Pagal Stefano-Boltzmanno dėsnį, spinduliuotės intensyvumas priklauso nuo kūno temperatūros ir jos spinduliavimo:
E = wT4, (2)
kur E yra spinduliuotės intensyvumas arba savaiminė spinduliuotė, W/m2; c yra kūno spinduliuotė visiškai juodo kūno atžvilgiu, kai c = 1; y - Stefano konstanta - Boltzmann, lygi 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T yra absoliuti kūno temperatūra.
Įvairių paviršių reikšmės svyruoja nuo 0,89 (lygus vandens paviršius) iki 0,99 (tanki žalia žolė). Vidutiniškai žemės paviršiaus v yra lygus 0,95.
Absoliuti žemės paviršiaus temperatūra yra nuo 190 iki 350 K. Esant tokioms temperatūroms, skleidžiamos spinduliuotės bangos ilgis siekia 4-120 mikronų, todėl visa tai yra infraraudonoji ir akimis nesuvokiama.
Žemės paviršiaus vidinė spinduliuotė – E3, apskaičiuota pagal (2) formulę, yra lygi 12,05 GJ / (m2 * metai), o tai yra 1,39 GJ / (m2 * metai), arba 13% didesnė už atkeliavusią saulės spinduliuotę. ties viršutine atmosferos riba S0. Toks didelis spinduliuotės grąžinimas žemės paviršiumi sukeltų greitą jos atvėsimą, jei to netrukdytų saulės ir atmosferos spinduliuotės sugerties procesas žemės paviršiuje. Infraraudonoji antžeminė spinduliuotė, arba nuosava žemės paviršiaus spinduliuotė, bangos ilgio diapazone nuo 4,5 iki 80 mikronų, yra intensyviai sugeriama atmosferos vandens garų ir tik 8,5 - 11 mikronų diapazone praeina per atmosferą ir patenka į pasaulio erdvę. Savo ruožtu atmosferos vandens garai taip pat skleidžia nematomą infraraudonąją spinduliuotę, kurios didžioji dalis nukreipta žemyn į žemės paviršių, o likusi dalis patenka į pasaulio erdvę. Atmosferos spinduliuotė, patenkanti į žemės paviršių, vadinama priešinga atmosferos spinduliuote.
Nuo priešingos atmosferos spinduliuotės žemės paviršius sugeria 95% savo dydžio, nes pagal Kirchhoffo dėsnį kūno spindulys yra lygus jo spinduliavimo sugerčiai. Taigi atmosferos priešspinduliavimas yra svarbus žemės paviršiaus šilumos šaltinis, be sugertos saulės spinduliuotės. Atmosferos priešingos spinduliuotės negalima tiesiogiai nustatyti ir ji apskaičiuojama netiesioginiais metodais. Žemės paviršiaus sugertos atmosferos priešinga spinduliuotė Eza = 10,45 GJ / (m2 * metai). Kalbant apie S0, tai yra 98%.
Priešinė spinduliuotė visada yra mažesnė nei žemės spinduliuotė. Todėl žemės paviršius praranda šilumą dėl teigiamo skirtumo tarp savo ir priešingos spinduliuotės. Skirtumas tarp žemės paviršiaus savaiminės spinduliuotės ir priešingos atmosferos spinduliuotės vadinamas efektyvia spinduliuote (Ee):
Ee \u003d Ez – Eza (3)
saulės šilumos mainai žemėje
Efektyvi spinduliuotė yra grynasis spinduliuotės energijos, taigi ir šilumos, praradimas nuo žemės paviršiaus. Ši į kosmosą išeinanti šiluma yra 1,60 GJ / (m2 * metai), arba 15% saulės spinduliuotės, kuri pasiekė viršutinę atmosferos ribą (rodyklė E3 9.1 pav.). Vidutinio klimato platumose žemės paviršius per efektyvią spinduliuotę praranda maždaug pusę šilumos kiekio, kurį jis gauna iš sugertos spinduliuotės.
Atmosferos spinduliuotė yra sudėtingesnė nei žemės paviršiaus spinduliuotė. Pirma, pagal Kirchhoffo dėsnį energiją išskiria tik tos dujos, kurios ją sugeria, tai yra vandens garai, anglies dioksidas ir ozonas. Antra, kiekvienos iš šių dujų spinduliuotė turi sudėtingą selektyvų pobūdį. Kadangi vandens garų kiekis mažėja didėjant aukščiui, stipriausiai spinduliuojantys atmosferos sluoksniai yra 6-10 km aukštyje. Atmosferos ilgųjų bangų spinduliuotė į pasaulinę erdvę Еa=5,54 GJ/(m2*metai), tai yra 52% saulės spinduliuotės antplūdžio į viršutinę atmosferos ribą. Į kosmosą patenkanti žemės paviršiaus ir atmosferos ilgųjų bangų spinduliuotė vadinama išeinančia spinduliuote ES. Iš viso jis lygus 7,14 GJ/(m2*metai), arba 67% saulės spinduliuotės antplūdžio.
Rastas So, Soa, Sop, Ee ir Ea reikšmes pakeitę į (1) lygtį, gauname - ?Sz = 0, t.y. išeinanti spinduliuotė kartu su atspindėta ir išsklaidyta trumpųjų bangų spinduliuote Soz kompensuoja Saulės spinduliuotės antplūdis į Žemę. Kitaip tariant, Žemė kartu su atmosfera praranda tiek radiacijos, kiek gauna, todėl yra spinduliavimo pusiausvyros būsenoje.
Žemės šiluminę pusiausvyrą patvirtina ilgalaikiai temperatūros stebėjimai: vidutinė Žemės temperatūra kiekvienais metais mažai kinta, o nuo vieno ilgalaikio laikotarpio iki kito beveik nekinta.