Zemes virsma, absorbējot saules starojumu un uzkarstot, pati kļūst par siltuma starojuma avotu atmosfērā un caur to pasaules telpā. Jo augstāka virsmas temperatūra, jo lielāks ir starojums. Pašas Zemes garo viļņu starojums lielākoties kavējas troposfērā, kas vienlaikus uzsilst un izstaro starojumu – atmosfēras pretstarojumu. Atšķirību starp zemes virsmas starojumu un atmosfēras pretstarojumu sauc efektīvs starojums. Tas parāda faktiskos siltuma zudumus no Zemes virsmas un ir aptuveni 20%.
Rīsi. 7.2. Gada vidējā starojuma un siltuma bilances shēma (saskaņā ar K.Ya.Kondratiev, 1992)
Atmosfēra, atšķirībā no zemes virsmas, izstaro vairāk nekā absorbē. Enerģijas deficītu kompensē siltuma ienākšana no zemes virsmas kopā ar ūdens tvaikiem, kā arī turbulence (zemes virsmas tuvumā uzkarsētā gaisa celšanās laikā). Temperatūras kontrasti, kas rodas starp zemajiem un augstajiem platuma grādiem, ir izlīdzināti, jo advekcija - siltuma pārnese pa jūru un galvenokārt gaisa straumes no zemiem uz lieliem platuma grādiem (7.2. att., labā puse). Vispārējiem ģeogrāfiskiem secinājumiem svarīgas ir arī ritmiskās starojuma svārstības gadalaiku maiņas dēļ, jo no tā ir atkarīgs konkrētas teritorijas termiskais režīms. Zemes segumu atstarojošās īpašības, nesēju siltumietilpība un siltumvadītspēja vēl vairāk sarežģī siltumenerģijas pārnesi un siltumenerģijas raksturlielumu sadalījumu.
Siltuma bilances vienādojums. Siltuma daudzumu raksturo siltuma bilances vienādojums, kas katrā ģeogrāfiskajā apgabalā ir atšķirīgs. Tās vissvarīgākā sastāvdaļa ir zemes virsmas radiācijas līdzsvars. Saules starojums tiek tērēts augsnes un gaisa (un ūdens) sildīšanai, iztvaikošanai, sniega un ledus kušanai, fotosintēzei, augsnes veidošanās procesiem un iežu laikapstākļiem. Tā kā dabai vienmēr ir raksturīgs līdzsvars, tiek novērota vienlīdzība starp enerģijas ienākšanu un tās patēriņu, kas tiek izteikta siltuma bilances vienādojums zemes virsma:
kur R- radiācijas līdzsvars; LE ir siltums, ko izmanto ūdens iztvaicēšanai un sniega vai ledus kausēšanai (L- latentais iztvaikošanas vai iztvaikošanas siltums; E- iztvaikošanas vai kondensācijas ātrums); BET - horizontāla siltuma pārnese ar gaisa un okeāna straumēm vai turbulentu plūsmu; R - zemes virsmas siltuma apmaiņa ar gaisu; AT - zemes virsmas siltuma apmaiņa ar augsni un akmeņiem; F- enerģijas patēriņš fotosintēzei; NO- enerģijas patēriņš augsnes veidošanai un laikapstākļiem; Q+q- kopējais starojums; a- albedo; es- efektīva atmosfēras izstarošana.
Enerģijas daļa, kas iztērēta fotosintēzei un augsnes veidošanai, veido mazāk nekā 1% no radiācijas budžeta, tāpēc šīs sastāvdaļas vienādojumā bieži tiek izlaistas. Tomēr patiesībā tiem var būt nozīme, jo šai enerģijai ir spēja uzkrāties un pārveidoties citās formās (konvertējamā enerģija). Mazjaudas, bet ilgtermiņa (simtiem miljonu gadu) konvertējamās enerģijas uzkrāšanas process būtiski ietekmēja ģeogrāfisko aploksni. Tas uzkrāja aptuveni 11×10 14 J/m 2 enerģijas izkliedētajā organiskajā vielā nogulumieži, un arī formā akmeņogles, nafta, slāneklis.
Siltuma bilances vienādojumu var atvasināt jebkuram ģeogrāfiskam apgabalam un laika intervālam, ņemot vērā klimatisko apstākļu specifiku un komponentu devumu (zemei, okeānam, apgabaliem ar ledus veidošanos, neaizsalšanu utt.).
Siltuma pārvade un sadale. Siltuma pārnešana no virsmas uz atmosfēru notiek trīs veidos: termiskais starojums, gaisa sildīšana vai dzesēšana saskarē ar zemi un ūdens iztvaikošana. Ūdens tvaiki, paceļoties atmosfērā, kondensējas un veido mākoņus vai izkrīt kā nokrišņi, un izdalītais siltums šajā gadījumā nonāk atmosfērā. Atmosfēras absorbētais starojums un ūdens tvaiku kondensācijas siltums aizkavē siltuma zudumus no zemes virsmas. Sausos reģionos šī ietekme samazinās, un mēs novērojam lielākās dienas un gada temperatūras amplitūdas. Vismazākās temperatūras amplitūdas ir raksturīgas okeāna reģioniem. Kā milzīgs rezervuārs okeāns uzglabā vairāk siltuma, kas samazina gada temperatūras svārstības ūdens augstā īpatnējā siltuma dēļ. Tādējādi uz Zemes ūdenim ir svarīga loma kā siltuma akumulatoram.
Siltuma bilances struktūra ir atkarīga no ģeogrāfiskā platuma un ainavas veida, kas, savukārt, ir atkarīga no tā. Tas būtiski mainās ne tikai pārejot no ekvatora uz poliem, bet arī pārejot no sauszemes uz jūru. Zeme un okeāns atšķiras gan ar absorbētā starojuma daudzumu, gan pēc siltuma sadales veida. Vasarā okeānā karstums izplatās vairāku simtu metru dziļumā. Siltajā sezonā okeāns uzkrājas no 1,3×10 9 līdz 2,5×10 9 J/m 2 . Uz sauszemes siltums izplatās tikai dažu metru dziļumā, un siltajā sezonā šeit uzkrājas aptuveni 0,1 × 10 9 J/m 2, kas ir 10-25 reizes mazāk nekā okeānā. Pateicoties lielajai siltuma padevei, ziemā okeāns atdziest mazāk nekā zeme. Aprēķini liecina, ka vienreizējais siltuma saturs okeānā ir 21 reizi lielāks nekā tā padeve zemes virsmai kopumā. Pat 4 metrus garā okeāna ūdens slānī ir 4 reizes vairāk siltuma nekā visā atmosfērā.
Līdz 80% no okeāna absorbētās enerģijas tiek izmantota ūdens iztvaicēšanai. Tas ir 12×10 23 J/m 2 gadā, kas ir 7 reizes vairāk nekā tāds pats zemes siltuma bilances pants. 20% enerģijas tiek tērēti turbulentai siltuma apmaiņai ar atmosfēru (kas arī ir vairāk nekā uz sauszemes). Okeāna vertikālā siltuma apmaiņa ar atmosfēru stimulē arī horizontālo siltuma pārnesi, kā rezultātā tas daļēji nonāk uz sauszemes. 50 metrus garš ūdens slānis piedalās siltuma apmaiņā starp okeānu un atmosfēru.
Radiācijas un siltuma bilances izmaiņas. Radiācijas bilances gada summa ir pozitīva gandrīz visur uz Zemes, izņemot Grenlandes un Antarktīdas ledāju reģionus. Tās vidējās gada vērtības samazinās virzienā no ekvatora uz poliem, ievērojot sadalījuma modeli saules radiācija visā pasaulē (7.3. att.). Radiācijas bilance virs okeāna ir lielāka nekā virs zemes. Tas ir saistīts ar ūdens virsmas zemāko albedo, paaugstinātu mitruma saturu ekvatoriālajos un tropiskajos platuma grādos. Sezonālas izmaiņas radiācijas līdzsvarā notiek visos platuma grādos, bet ar dažādu smaguma pakāpi. Zemos platuma grādos sezonalitāti nosaka nokrišņu režīms, jo termiskie apstākļi šeit mainās maz. Mērenā un augstajos platuma grādos sezonalitāti nosaka termiskais režīms: radiācijas bilance mainās no pozitīvas vasarā uz negatīvu ziemā. Gada aukstā perioda negatīvo bilanci mērenajos un polārajos platuma grādos daļēji kompensē siltuma advekcija ar gaisa un jūras straumēm no zemiem platuma grādiem.
Lai uzturētu Zemes enerģijas bilanci, ir jānotiek siltuma pārnešanai uz poliem. Nedaudz mazāk šī siltuma nes okeāna straumes, pārējo - atmosfēra. Zemes sildīšanas atšķirības nosaka tās darbību kā ģeogrāfisku siltumdzinēju, kurā siltums tiek pārnests no sildītāja uz ledusskapi. Dabā šis process tiek realizēts divos veidos: pirmkārt, termodinamiskās telpiskās neviendabības veido vēju un jūras straumju planētu sistēmas; otrkārt, šīs planētu sistēmas pašas piedalās siltuma un mitruma pārdalē uz zemeslodes. Tādējādi siltums tiek pārnests no ekvatora uz poliem ar gaisa straumēm vai okeāna straumēm, un aukstā gaisa vai ūdens masas tiek pārnestas uz ekvatoru. Uz att. 7.4. attēlā parādīta siltā virszemes ūdens pārvietošanās virzienā uz polu Atlantijas okeānā. Siltuma pārnese uz poliem sasniedz maksimumu pie 40° platuma un polos kļūst par nulli.
Saules radiācijas pieplūdums ir atkarīgs ne tikai no ģeogrāfiskā platuma, bet arī no gadalaika (7.4. tabula). Zīmīgi, ka vasarā Arktikā ieplūst pat vairāk siltuma nekā pie ekvatora, tomēr arktisko jūru augstā albedo dēļ ledus šeit nekust.
Temperatūras sadalījums. Uz horizontālais sadalījums temperatūra ietekmē ģeogrāfiskais stāvoklis, reljefs, pamatvirsmas īpašības un materiāla sastāvs, sistēmas okeāna straumes un atmosfēras cirkulācijas raksturs virszemes un tuvu virsmai slāņos.
Rīsi. 7.3. Vidējā gada radiācijas bilances sadalījums uz zemes virsmas, MJ / (m 2 × gadā) (saskaņā ar S. P. Khromovs un M. A. Petrosyants, 1994)
Rīsi. 7.4. Siltuma pārnese ziemeļu daļā Atlantijas okeāns, °C(pēc S. Nešibas, 1991). Aizēnotie apgabali ir apgabali, kur virszemes ūdens ir siltāks par okeāna vidējo līmeni. Cipari norāda tilpuma ūdens pārnesi (miljoni m 3 / s), bultiņas norāda straumju virzienu, biezā līnija norāda Golfa straumi
7.4. tabula. Kopējais starojums, kas nonāk zemes virsmā (N.I. Egorovs, 1966)
Lai pareizi novērtētu dažādu zemes virsmu sasilšanas un atdzišanas pakāpi, aprēķinātu iztvaikošanu uz , noteiktu mitruma satura izmaiņas augsnē, izstrādātu metodes sasalšanas prognozēšanai, kā arī novērtētu meliorācijas ietekmi uz klimatiskie apstākļi virsmas gaisa slānis, ir nepieciešami dati par zemes virsmas siltuma bilanci.
Zemes virsma nepārtraukti saņem un zaudē siltumu dažādu īsviļņu un garo viļņu starojuma plūsmu rezultātā. Absorbējot lielākā vai mazākā mērā kopējo starojumu un pretstarojumu, zemes virsma uzsilst un izstaro garo viļņu starojumu, kas nozīmē, ka tā zaudē siltumu. Vērtība, kas raksturo zemes siltuma zudumus
virsma ir efektīvais starojums. Tas ir vienāds ar starpību starp Zemes virsmas paša starojumu un atmosfēras pretstarojumu. Tā kā atmosfēras pretstarojums vienmēr ir nedaudz mazāks nekā Zemes, šī atšķirība ir pozitīva. Dienas laikā efektīvo starojumu bloķē absorbētais īsviļņu starojums. Naktīs, ja nav īsviļņu saules starojuma, efektīvais starojums pazemina zemes virsmas temperatūru. Mākoņainā laikā, palielinoties atmosfēras pretstarojumam, efektīvais starojums ir daudz mazāks nekā skaidrā laikā. Mazāka un iknakts zemes virsmas atdzišana. Vidējos platuma grādos zemes virsma efektīvā starojuma rezultātā zaudē apmēram pusi no siltuma daudzuma, ko tās saņem no absorbētā starojuma.
Starojuma enerģijas ienākšanu un patēriņu aprēķina pēc zemes virsmas radiācijas bilances vērtības. Tas ir vienāds ar starpību starp absorbēto un efektīvo starojumu, no tā ir atkarīgs zemes virsmas termiskais stāvoklis - tās sildīšana vai dzesēšana. Dienas laikā tas gandrīz visu laiku ir pozitīvs, t.i., siltuma padeve pārsniedz patēriņu. Naktī radiācijas bilance ir negatīva un vienāda ar efektīvo starojumu. Zemes virsmas radiācijas bilances gada vērtības, izņemot augstākos platuma grādus, visur ir pozitīvas. Šis pārmērīgais siltums tiek tērēts atmosfēras sildīšanai ar turbulentu siltuma vadīšanu, iztvaikošanu un siltuma apmaiņu ar dziļākiem augsnes vai ūdens slāņiem.
Ja ņemam vērā temperatūras apstākļus ilgā laika periodā (gadu vai labāk vairākus gadus), tad zemes virsma, atmosfēra atsevišķi un sistēma "Zeme-atmosfēra" atrodas termiskā līdzsvara stāvoklī. To vidējā temperatūra katru gadu nedaudz atšķiras. Saskaņā ar enerģijas nezūdamības likumu mēs varam pieņemt, ka siltuma plūsmu algebriskā summa, kas nāk uz zemes virsmu un atstāj to, ir vienāda ar nulli. Šis ir zemes virsmas siltuma bilances vienādojums. Tā nozīme ir tāda, ka zemes virsmas radiācijas bilanci līdzsvaro neradiatīva siltuma pārnese. Siltuma bilances vienādojumā, kā likums, neņem vērā (to mazuma dēļ) tādas plūsmas kā nokrišņu pārnestais siltums, enerģijas patēriņš fotosintēzei, siltuma ieguve no biomasas oksidēšanās, kā arī siltuma patēriņš ledus vai sniega kušanai, siltuma ieguvums no ūdens sasalšanas.
Sistēmas "Zeme-atmosfēra" termiskais līdzsvars ilgu laiku arī ir vienāds ar nulli, t.i., Zeme kā planēta atrodas termiskā līdzsvarā: uz atmosfēras augšējo robežu nonākušais saules starojums tiek līdzsvarots ar izejošo starojumu. atmosfēru no atmosfēras augšējās robežas.
Ja mēs uztveram gaisu, kas nonāk līdz augšējai robežai, par 100%, tad 32% no šī daudzuma izkliedējas atmosfērā. No tiem 6% atgriežas pasaules telpā. Līdz ar to 26% nonāk uz zemes virsmas izkliedētā starojuma veidā; 18% starojuma absorbē ozons, aerosoli un tiek izmantots atmosfēras sildīšanai; 5% absorbē mākoņi; 21% starojuma izplūst kosmosā atstarošanas rezultātā no mākoņiem. Tādējādi starojums, kas nāk uz zemes virsmu, ir 50%, no kuriem tiešais starojums veido 24%; 47% absorbē zemes virsma, un 3% no ienākošā starojuma tiek atspoguļoti atpakaļ kosmosā. Rezultātā 30% saules starojuma no atmosfēras augšējās robežas izplūst kosmosā. Šo vērtību sauc par Zemes planetāro albedo. Zemes-atmosfēras sistēmai 30% no atstarotā un izkliedētā saules starojuma, 5% no zemes starojuma un 65% no atmosfēras starojuma, t.i., tikai 100%, atgriežas kosmosā caur atmosfēras augšējo robežu.
Atšķirība starp absorbēto saules starojumu un efektīvo starojumu ir radiācijas līdzsvars jeb zemes virsmas atlikušais starojums (B). Radiācijas bilanci, kas aprēķināta vidēji visā Zemes virsmā, var uzrakstīt kā formulu B = Q * (1 - A) - E eff vai B = Q - R k - E eff. 24. attēlā parādīts aptuvenais dažādu starojuma veidu procentuālais daudzums, kas iesaistīts starojuma un siltuma bilancē. Ir acīmredzams, ka Zemes virsma absorbē 47% no visa starojuma, kas nonācis uz planētas, un efektīvais starojums ir 18%. Tādējādi radiācijas bilance, vidēji uz visas Zemes virsmas, ir pozitīva un sastāda 29%.
Rīsi. 24. Zemes virsmas starojuma un siltuma bilanču shēma (pēc K. Ja. Kondratjeva)
Radiācijas līdzsvara sadalījums pa zemes virsmu ir ļoti sarežģīts. Zināšanas par šī sadalījuma modeļiem ir ārkārtīgi svarīgas, jo atlikušā starojuma ietekmē veidojas pamatvirsmas un troposfēras temperatūras režīms un Zemes klimats kopumā. Zemes virsmas radiācijas bilances karšu analīze par gadu (25. att.) ļauj izdarīt šādus secinājumus.
Zemes virsmas radiācijas bilances gada summa gandrīz visur ir pozitīva, izņemot Antarktīdas un Grenlandes ledus plato. Tās gada vērtības zonā un regulāri samazinās no ekvatora līdz poliem saskaņā ar galveno faktoru - kopējo starojumu. Turklāt starojuma līdzsvara vērtību atšķirība starp ekvatoru un poliem ir nozīmīgāka nekā kopējā starojuma vērtību atšķirība. Tāpēc radiācijas bilances zonalitāte ir ļoti izteikta.
Nākamā radiācijas bilances likumsakarība ir tā palielināšanās, pārejot no sauszemes uz okeānu ar pārtraukumiem un izolīnu sajaukšanos piekrastē. Šī pazīme labāk izpaužas ekvatoriālajos-tropiskajos platuma grādos un pamazām izlīdzinās līdz polārajiem.Lielāks radiācijas līdzsvars virs okeāniem ir skaidrojams ar zemāku ūdens albedo, īpaši ekvatoriālo-tropu platuma grādos, un samazināto efektīvo starojumu, ko izraisa Okeāna virsmas zemākā temperatūra un ievērojamais gaisa mitruma saturs un mākoņainība. Pateicoties radiācijas bilances pieaugumam un lielajam okeāna laukumam uz planētas (71%), tieši viņš ir tas, kurš spēlē vadošo lomu Zemes termiskajā režīmā, un atšķirības okeānu un kontinentu radiācijas bilancē nosaka to pastāvīgo un dziļo savstarpējo ietekmi uz otru visos platuma grādos.
Rīsi. 25. Zemes virsmas radiācijas bilance gadam [MJ / (m 2 X gads)] (pēc S. P. Hromova un M. A. Petrosjanta)
Sezonālas izmaiņas radiācijas bilancē ekvatoriālajos-tropiskajos platuma grādos ir nelielas (26., 27. att.). Tā rezultātā visa gada garumā ir nelielas temperatūras svārstības. Tāpēc gadalaikus tur nosaka nevis temperatūru gaita, bet gan gada nokrišņu režīms. Ekstratropiskajos platuma grādos gada laikā notiek kvalitatīvas radiācijas bilances izmaiņas no pozitīvas uz negatīvām vērtībām. Vasarā plašos mērenos un daļēji augstos platuma grādos radiācijas bilances vērtības ir nozīmīgas (piemēram, jūnijā uz zemes polārā loka tuvumā tās ir tādas pašas kā tropiskajos tuksnešos) un tās svārstības. platuma grādi ir salīdzinoši mazi. Tas atspoguļojas temperatūras režīmā un attiecīgi starpplatuma cirkulācijas vājināšanās šajā periodā. Ziemā lielos plašumos radiācijas bilance ir negatīva: aukstākā mēneša nulles radiācijas bilances līnija iet pāri zemei aptuveni pa 40 ° platuma grādiem, pāri okeāniem - pa 45 °. Dažādi termobariskie apstākļi ziemā izraisa atmosfēras procesu aktivizēšanos mērenās un subtropu platuma zonās. Negatīvo radiācijas bilanci ziemā mērenajos un polārajos platuma grādos daļēji kompensē siltuma pieplūdums ar gaisa un ūdens masām no ekvatoriālajiem-tropiskajiem platuma grādiem. Atšķirībā no zemajiem platuma grādiem mērenajos un augstajos platuma grādos gadalaikus galvenokārt nosaka termiskie apstākļi, kas ir atkarīgi no radiācijas bilances.
Rīsi. 26. Zemes virsmas radiācijas bilance jūnijā [10 2 MJ / (m 2 x M es.) |
Visu platuma grādu kalnos radiācijas bilances sadalījumu sarežģī augstuma ietekme, sniega segas ilgums, nogāžu insolācijas iedarbība, mākoņainība utt. Kopumā, neskatoties uz kopējā starojuma palielināšanos kalnos. , radiācijas bilance tur ir zemāka sniega un ledus albedo, efektīvā starojuma īpatsvara pieauguma un citu faktoru dēļ.
Zemes atmosfērai ir savs radiācijas līdzsvars. Radiācijas nonākšana atmosfērā notiek gan īsviļņu saules starojuma, gan garo viļņu zemes starojuma absorbcijas dēļ. Radiāciju patērē atmosfēra ar pretstarojumu, ko pilnībā kompensē zemes starojums, un izejošo starojumu. Pēc ekspertu domām, atmosfēras radiācijas bilance ir negatīva (-29%).
Kopumā Zemes virsmas un atmosfēras radiācijas bilance ir 0, t.i., Zeme atrodas radiācijas līdzsvara stāvoklī. Taču radiācijas pārpalikums uz Zemes virsmas un tā trūkums atmosfērā liek uzdot jautājumu: kāpēc ar radiācijas pārpalikumu Zemes virsma nesadeg un atmosfēra ar tās trūkumu nesasalst. līdz absolūtās nulles temperatūrai? Fakts ir tāds, ka starp Zemes virsmu un atmosfēru (kā arī starp Zemes virsmas un dziļajiem slāņiem un ūdeni) pastāv neradiatīvas siltuma pārneses metodes. Pirmā ir molekulārā siltumvadītspēja un turbulentā siltuma pārnese (H), kuras laikā atmosfēra tiek uzkarsēta un siltums tajā tiek pārdalīts vertikāli un horizontāli. Tiek uzkarsēti arī dziļie zemes un ūdens slāņi. Otrais ir aktīvā siltuma apmaiņa, kas notiek, ūdenim pārejot no viena fāzes stāvokļa uz otru: iztvaikošanas laikā tiek absorbēts siltums, savukārt ūdens tvaiku kondensācijas un sublimācijas laikā izdalās latentais iztvaikošanas siltums (LE).
Tieši neradiatīvas siltuma pārneses metodes līdzsvaro zemes virsmas un atmosfēras radiācijas bilanci, panākot gan līdz nullei, gan novēršot virsmas pārkaršanu un Zemes atmosfēras pārdzesēšanu. Zemes virsma zaudē 24% no starojuma ūdens iztvaikošanas rezultātā (un atmosfērā attiecīgi tiek saņemts tāds pats daudzums ūdens tvaiku kondensācijas un sublimācijas dēļ mākoņu un miglas veidā) un 5% no starojuma, kad atmosfēra atmosfērā. tiek uzkarsēts no zemes virsmas. Kopumā tas ir tie paši 29% no radiācijas, kas ir pārmērīgi daudz uz zemes virsmas un kura trūkst atmosfērā.
Rīsi. 27. Zemes virsmas radiācijas bilance decembrim [10 2 MJ / (m 2 x M es.)]
Rīsi. 28. Zemes virsmas siltuma bilances sastāvdaļas dienas laikā (pēc S. P. Hromova)
Visu siltumenerģijas ienākumu un izdevumu algebrisko summu uz zemes virsmas un atmosfērā sauc par siltuma bilanci; radiācijas bilance tādējādi ir vissvarīgākā siltuma bilances sastāvdaļa. Zemes virsmas siltuma bilances vienādojumam ir šāda forma:
B – LE – P±G = 0,
kur B ir zemes virsmas radiācijas bilance, LE ir siltuma patēriņš iztvaikošanas laikā (L ir īpatnējais iztvaikošanas siltums, £ ir iztvaikotā ūdens masa), P ir turbulentā siltuma apmaiņa starp zemes virsmu un atmosfēru, G ir siltuma apmaiņa ar apakšējo virsmu (28. att.). Virsmas siltuma zudumus aktīvā slāņa sildīšanai dienas un vasaras laikā gandrīz pilnībā kompensē tā atgriešanās no dzīlēm virspusē naktī un ziemā, tāpēc augsnes virskārtu vidējā ilgtermiņa gada temperatūra un Pasaules okeāna ūdens tiek uzskatīts par nemainīgu, un G gandrīz jebkurai virsmai var uzskatīt par vienādu ar nulli. Tāpēc ilgtermiņa secinājumā zemes virsmas un Pasaules okeāna gada siltuma bilance tiek tērēta iztvaikošanai un siltuma apmaiņai starp zemūdens virsmu un atmosfēru.
Siltuma bilances sadalījums pa Zemes virsmu ir sarežģītāks nekā radiatīvais, jo to ietekmē daudzi faktori: mākoņainība, nokrišņi, virsmas uzkaršana utt. Dažādos platuma grādos siltuma bilances vērtības vienā virzienā atšķiras no 0 vai cits: augstos platuma grādos tas ir negatīvs, bet zemos - pozitīvs. Siltuma trūkumu ziemeļu un dienvidu polārajos reģionos kompensē tā pārnešana no tropiskajiem platuma grādiem galvenokārt ar okeāna straumju un gaisa masu palīdzību, tādējādi izveidojot termisko līdzsvaru starp dažādiem zemes virsmas platuma grādiem.
Atmosfēras siltuma bilanci raksta šādi: –B + LE + P = 0.
Ir acīmredzams, ka Zemes virsmas un atmosfēras savstarpēji papildinošie termiskie režīmi līdzsvaro viens otru: viss Saules starojums, kas nonāk Zemē (100%), tiek līdzsvarots ar Zemes starojuma zudumu atstarošanas (30%) un starojuma (70%) dēļ. , tāpēc kopumā termiskais Zemes līdzsvars, tāpat kā radiācijas, ir vienāds ar 0. Zeme atrodas starojuma un termiskā līdzsvarā, un jebkurš tā pārkāpums var izraisīt mūsu planētas pārkaršanu vai atdzišanu.
Siltuma bilances raksturs un tā enerģijas līmenis nosaka vairuma procesu īpatnības un intensitāti, kas notiek ģeogrāfiskajā apvalkā, un galvenokārt troposfēras termisko režīmu.
Zemes, atmosfēras un zemes virsmas siltuma bilance Ilgākā laika periodā siltuma bilance ir nulle, tas ir, Zeme atrodas termiskā līdzsvarā. I - īsviļņu starojums, II - garo viļņu starojums, III - neradiatīva apmaiņa.
Elektromagnētiskais starojums Radiācija jeb starojums ir vielas forma, kas nav matērija. Īpašs starojuma gadījums ir redzamā gaisma; bet starojums ietver arī gamma starus, ko acs neuztver, rentgena starus, ultravioleto un infrasarkano starojumu, radioviļņus, tostarp televīzijas viļņus.
Elektromagnētisko viļņu raksturojums Radiācija izplatās visos virzienos no emitētāja avota m elektromagnētisko viļņu veidā ar gaismas ātrumu vakuumā aptuveni 300 000 km/s. Viļņa garums ir attālums starp blakus esošajiem maksimumiem (vai minimumiem). m Svārstību frekvence ir svārstību skaits sekundē.
Viļņu garumi Ultravioletais starojums - viļņa garums no 0,01 līdz 0,39 mikroniem. Tas ir neredzams, tas ir, to neuztver acs. Acs uztvertā redzamā gaisma, viļņu garums 0,40 0,76 mikroni. Viļņi ap 0,40 µm ir purpursarkani, viļņi ap 0,76 µm ir sarkani. No 0,40 līdz 0,76 mikroniem ir visu redzamā spektra krāsu gaisma. Infrasarkanais starojums – viļņi > 0,76 mikronu un līdz pat vairākiem simtiem mikronu cilvēka acij ir neredzami. Meteoroloģijā ir pieņemts atšķirt īsviļņu un garo viļņu starojumu. Par īsviļņu sauc starojumu viļņu garuma diapazonā no 0,1 līdz 4 mikroniem. P
Viļņu garumi Kad balto gaismu ar prizmu sadala nepārtrauktā spektrā, krāsas tajā pakāpeniski pāriet cita citā. Ir vispāratzīts, ka noteiktās viļņu garuma (nm) robežās starojumam ir šādas krāsas: 390-440 - violeta 440-480 zila 480-510 - zila 510-550 - zaļa 550-575 dzeltenzaļa 575-585 dzeltena 585- 620 - oranžs 630-770 - sarkans
Viļņa garuma uztvere Cilvēka acs ir visjutīgākā pret dzeltenzaļo starojumu, kura viļņa garums ir aptuveni 555 nm. Ir trīs starojuma zonas: zili violeta (viļņa garums 400-490 nm), zaļa (garums 490-570 nm) sarkana (garums 580-720 nm). Šīs spektrālās zonas ir arī acs detektoru un trīs krāsu plēves slāņu dominējošās spektrālās jutības zonas.
SAULES STAROJUMA ABORBCE ATMOSFĒRĀ Apmēram 23% tiešā saules starojuma tiek absorbēti atmosfērā. e Absorbcija ir selektīva: dažādas gāzes absorbē starojumu dažādos spektra reģionos un iekšā dažādas pakāpes. Slāpeklis absorbē R ļoti mazus viļņu garumus spektra ultravioletajā daļā. Saules starojuma enerģija šajā spektra daļā ir pilnīgi niecīga, tāpēc slāpekļa absorbcija praktiski neietekmē saules starojuma plūsmu. Skābeklis uzsūc vairāk, bet arī ļoti maz – pa diviem šauras sadaļas redzamā spektra daļā un ultravioletajā daļā. Ozons absorbē ultravioleto un redzamo saules starojumu. Atmosfērā tā ir ļoti maz, taču tā absorbē ultravioleto starojumu atmosfēras augšējos slāņos tik spēcīgi, ka viļņi, kas īsāki par 0,29 mikroniem, Saules spektrā pie zemes virsmas nemaz nav novērojami. Tā saules starojuma absorbcija ar ozonu sasniedz 3% no tiešā saules starojuma.
SAULES STAROJUMA ABORBCIJA ATMOSFĒRĀ CO 2 spēcīgi absorbējas infrasarkanajā spektrā, bet tā saturs atmosfērā ir ļoti mazs, tāpēc tiešā saules starojuma absorbcija parasti ir neliela. Ūdens tvaiki ir galvenais starojuma absorbētājs, kas koncentrēts troposfērā. Absorbē starojumu spektra redzamajā un tuvajā infrasarkanajā zonā. Mākoņi un atmosfēras piemaisījumi (aerosola daļiņas) absorbē saules starojumu dažādās spektra daļās atkarībā no piemaisījumu sastāva. Ūdens tvaiki un aerosoli absorbē aptuveni 15%, mākoņi 5% no starojuma.
Zemes siltuma bilance Izkliedētais starojums iziet cauri atmosfērai un tiek izkliedēts ar gāzu molekulām. Šāds starojums ir 70% polārajos platuma grādos un 30% tropos.
Zemes siltuma bilance 38% no izkliedētā starojuma atgriežas kosmosā. Tas piešķir debesīm zilu krāsu un izkliedē gaismu pirms un pēc saulrieta.
Zemes siltuma bilance Tiešais + difūzais = kopējais R 4% atspoguļots atmosfērā 10% atspoguļots no zemes virsmas 20% pārvērsts siltumenerģija 24% tiek tērēti gaisa apkurei Kopējie siltuma zudumi caur atmosfēru ir 58% no kopējiem siltuma zudumiem
Gaisa advekcija Gaisa kustība horizontālā virzienā. Var runāt par advekciju: gaisa masas, siltums, ūdens tvaiki, kustības moments, ātruma virpulis u.c.Atmosfēras parādības, kas rodas advekcijas rezultātā, sauc par advektīvām: advektīvās miglas, advektīvās pērkona negaiss, advektīvās salnas utt.
ALBEDO 1. Plašā nozīmē virsmas atstarošanās spēja: ūdens, veģetācija (mežs, stepe), aramzeme, mākoņi uc Piemēram, meža vainagu Albedo ir 10 - 15%, zāle - 20 - 25%. smiltis - 30 - 35%, tikko uzkritis sniegs - 50 - 75% vai vairāk. 2. Zemes Albedo - Saules starojuma procentuālais daudzums, ko globuss kopā ar atmosfēru atstaro atpakaļ pasaules telpā, līdz saules starojumam, kas nonāca pie atmosfēras robežas. A = O / P Zemes starojuma atgriešanās notiek, atstarojot no zemes virsmas un garo viļņu starojuma mākoņiem, kā arī tiešā īsviļņu starojuma izkliedē atmosfērā. Sniega virsmai ir visaugstākā atstarošanās spēja (85%). Zemes albedo ir aptuveni 42%
Inversijas sekas Apstājoties normālam konvekcijas procesam, tiek piesārņots atmosfēras apakšējais slānis Ziemas dūmi Šanhajas pilsētā ir skaidri redzama gaisa vertikālā sadalījuma robeža.
Temperatūras inversija Aukstā gaisa nogrimšana rada vienmērīgu atmosfēras stāvokli. Dūmi no skursteņa nevar pārvarēt lejupejošo gaisa masu
Atmosfēras gaisa spiediena gaita. 760 mm tr. Art. = 1033 g Pa Atmosfēras spiediena izmaiņas dienā
Ūdens atmosfērā Kopējais tilpums ir 12 - 13 tūkstoši km 3 ūdens tvaiku. Iztvaikošana no okeāna virsmas 86% Iztvaikošana no kontinentu virsmas 14% Ūdens tvaiku daudzums samazinās līdz ar augstumu, bet šī procesa intensitāte ir atkarīga no: virsmas temperatūras un mitruma, vēja ātruma un atmosfēras spiediena.
Atmosfēras mitruma raksturojums Gaisa mitrums ir ūdens tvaiku daudzums gaisā. Absolūtais gaisa mitrums - ūdens tvaiku saturs (g) uz 1 m 3 gaisa vai tā spiediens (mm Hg) Relatīvais mitrums - gaisa piesātinājuma pakāpe ar ūdens tvaikiem (%)
Atmosfēras mitruma raksturojums Maksimālais mitruma piesātinājums ir ūdens tvaiku satura robeža gaisā noteiktā temperatūrā. Rasas punkts - temperatūra, kurā gaisā esošie ūdens tvaiki to piesātina (τ)
Atmosfēras mitruma raksturlielumi Iztvaikošana - faktiskā iztvaikošana no noteiktas virsmas noteiktā temperatūrā Iztvaikošana - maksimālā iespējamā iztvaikošana noteiktā temperatūrā
Atmosfēras mitruma raksturojums Iztvaikošana ir vienāda ar iztvaikošanu virs ūdens virsmas un daudz mazāka virs zemes. Augstā temperatūrā absolūtais mitrums palielinās, relatīvais mitrums paliek nemainīgs, ja nav pietiekami daudz ūdens.
Atmosfēras mitruma raksturojums Aukstā gaisā ar zemu absolūto mitrumu relatīvais mitrums var sasniegt 100%. Nokrišņi nokrīt, kad sasniegts rasas punkts. Aukstā klimatā, pat pie ļoti zema relatīvā mitruma.
Gaisa mitruma izmaiņu cēloņi 1. ZONALITĀTE Absolūtais mitrums samazinās no ekvatora (20 - 30 mm) līdz poliem (1 - 2 mm). Relatīvais mitrums mainās maz (70 - 80%).
Gaisa mitruma izmaiņu cēloņi 2. Gada absolūtā mitruma gaita atbilst temperatūru gaitai: jo siltāks, jo augstāks
MĀKOŅU STARPTAUTISKĀ KLASIFIKĀCIJA Mākoņus pēc izskata iedala 10 galvenajās formās (ģintis). Galvenās ģintis ir: sugas, šķirnes un citas pazīmes; kā arī starpformas. g Mākoņainību mēra punktos: 0 - bez mākoņiem; 10 - debesis ir pilnībā pārklātas ar mākoņiem.
MĀKOŅU STARPTAUTISKĀ KLASIFIKĀCIJA Mākoņu veidi Krievu nosaukums Latīņu nosaukums I Cirrus 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) Skatuves augstums H = 7 – 18 km H = 2 – 8 km H = līdz 2 km
Apakšējā līmeņa mākoņi. Stratostratus mākoņiem ir tāda pati izcelsme kā Altostratus. Taču to slānis ir vairāki kilometri. Šie mākoņi atrodas apakšējā, vidējā un bieži vien augšējā līmenī. Augšējā daļā tie sastāv no sīkiem pilieniem un sniegpārslām, apakšējā daļā tie var saturēt lielus pilienus un sniegpārslas. Tāpēc šo mākoņu slānim ir tumši pelēka krāsa. Saule un mēness tam cauri nespīd. Parasti apmācies lietus vai sniegs krīt no stratocinimbus mākoņiem, sasniedzot zemes virsmu.
Vidēja līmeņa mākoņi Altocumulus mākoņi ir mākoņu slāņi vai grēdas baltā vai pelēkā krāsā (vai abos). Tie ir diezgan plāni mākoņi, kas vairāk vai mazāk aizsedz sauli. Slāņi jeb grēdas sastāv no plakanām vārpstām, diskiem, plāksnēm, kas bieži vien ir sakārtotas rindās. Tajos parādās optiskas parādības - vainagi, zaigošana - pret sauli vērstu mākoņu malu zaigojošs krāsojums. Irisa norāda, ka altocumulus mākoņi sastāv no ļoti maziem, viendabīgiem pilieniem, kas parasti ir pārdzesēti.
Vidēja līmeņa mākoņi Optiskās parādības mākoņos Altocumulus Mākoņi Kroni mākoņos Mākoņu zaigošana Halo
Augšējie mākoņi Tie ir augstākie mākoņi troosfērā, tie veidojas pie zemākajām temperatūrām un sastāv no ledus kristāliem, ir balti, caurspīdīgi un aizsedz maz saules gaismas.
Mākoņu fāzes sastāvs Ūdens (pilienu) mākoņi, kas sastāv tikai no pilieniem. Tie var pastāvēt ne tikai pie pozitīvas, bet arī negatīvas temperatūras (-100 C un zemāka). Šajā gadījumā pilieni atrodas pārdzesētā stāvoklī, kas atmosfēras apstākļos ir diezgan ierasts. c Jaukti mākoņi, kas sastāv no pārdzesētu mākoņu un ledus kristālu maisījuma. Tie parasti var pastāvēt temperatūrā no -10 līdz -40°C. Ledus (kristāliski) mākoņi, kas sastāv tikai no ledus un kristāliem. Tie, kā likums, dominē temperatūrā, kas zemāka par 30°C.
Zeme saņem siltumu, absorbējot īsviļņu saules starojumu atmosfērā un jo īpaši uz zemes virsmas. Saules starojums ir praktiski vienīgais siltuma avots sistēmā "atmosfēra-zeme". Citi siltuma avoti (siltums, kas izdalās radioaktīvo elementu sabrukšanas laikā Zemes iekšienē, gravitācijas siltums u.c.) kopā dod tikai vienu piecu tūkstošdaļu no siltuma, kas no saules starojuma nonāk atmosfēras augšējā robežā Tātad un sastādot siltuma bilanci vienādojumu, tos var ignorēt.
Siltums tiek zaudēts ar īsviļņu starojumu, kas iziet no pasaules telpas, atstarojoties no atmosfēras Soa un no zemes virsmas SOP, kā arī pateicoties efektīvajam garo viļņu starojumam Ee ar zemes virsmu un atmosfēras starojumu Еa.
Tādējādi uz atmosfēras augšējās robežas Zemes kā planētas siltuma bilanci veido starojuma (radiatīvā) siltuma pārnese:
SO — Soa — Sop — Ee — Ea = ?Se, (1)
kur?Se, sistēmas "atmosfēra - Zeme" siltuma satura izmaiņas laika periodā?t.
Apsveriet šī vienādojuma nosacījumus gada periodam. Saules starojuma plūsma vidējā Zemes attālumā no Saules ir aptuveni vienāda ar 42,6-10° J/(m2-gadā). No šīs plūsmas Zeme saņem enerģijas daudzumu, kas vienāds ar saules konstantes I0 un Zemes šķērsgriezuma laukuma pR2 reizinājumu, t.i., I0 pR2, kur R ir Zemes vidējais rādiuss. Zemes rotācijas ietekmē šī enerģija tiek sadalīta pa visu zemeslodes virsmu, vienāda ar 4pR2. Līdz ar to Saules starojuma plūsmas vidējā vērtība uz Zemes horizontālo virsmu, neņemot vērā tās vājināšanos ar atmosfēru, ir Iо рR2/4рR3 = Iо/4 jeb 0,338 kW/m2. Uz katru atmosfēras ārējās robežas virsmas kvadrātmetru vidēji aptuveni 10,66-109 J jeb 10,66 GJ saules enerģija, t.i., Iо = 10,66 GJ/(m2*gads).
Apsveriet (1) vienādojuma izdevumu pusi. Saules starojums, kas nonācis pie atmosfēras ārējās robežas, daļēji iekļūst atmosfērā, un to daļēji atstaro atmosfēra un zemes virsma pasaules telpā. Saskaņā ar jaunākajiem datiem Zemes vidējais albedo tiek lēsts 33% apmērā: tā ir atstarojumu summa no mākoņiem (26%) un atstarojumu no apakšējās virsmas (7:%) summa. Tad mākoņu atstarotais starojums Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 GJ / (m2 * gadā), zemes virsma - SOP = 10,66 * 0,07 = 0,75 GJ / (m2 * gadā) un kopumā Zeme atstaro 3,52 GJ/ (m2*gads).
Saules starojuma absorbcijas rezultātā uzkarsētā zemes virsma kļūst par garo viļņu starojuma avotu, kas silda atmosfēru. Jebkura ķermeņa virsma, kuras temperatūra ir augstāka par absolūto nulli, nepārtraukti izstaro siltumenerģiju. Zemes virsma un atmosfēra nav izņēmums. Saskaņā ar Stefana-Bolcmaņa likumu starojuma intensitāte ir atkarīga no ķermeņa temperatūras un tā izstarojuma:
E = wT4, (2)
kur E ir starojuma intensitāte vai pašstarošanās, W/m2; c ir ķermeņa izstarojuma koeficients attiecībā pret pilnīgi melnu ķermeni, kuram c = 1; y - Stefana konstante - Boltzmann, vienāda ar 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T ir absolūtā ķermeņa temperatūra.
Vērtības dažādām virsmām svārstās no 0,89 (gluda ūdens virsma) līdz 0,99 (blīva zaļa zāle). Vidēji zemes virsmai v tiek pieņemts vienāds ar 0,95.
Zemes virsmas absolūtā temperatūra ir no 190 līdz 350 K. Šādās temperatūrās izstarotajam starojumam ir 4-120 mikronu viļņu garums, tāpēc tas viss ir infrasarkanais un acs neuztver.
Zemes virsmas iekšējais starojums - E3, kas aprēķināts pēc formulas (2), ir vienāds ar 12,05 GJ / (m2 * gadā), kas ir 1,39 GJ / (m2 * gadā) jeb par 13% lielāks nekā saules starojums, kas ieradās. pie atmosfēras augšējās robežas S0. Tik liela starojuma atgriešanās pa zemes virsmu izraisītu tās strauju atdzišanu, ja to neaizkavētu saules un atmosfēras starojuma absorbcijas process uz zemes virsmas. Infrasarkanais zemes starojums jeb zemes virsmas savs starojums viļņu garuma diapazonā no 4,5 līdz 80 mikroniem tiek intensīvi absorbēts atmosfēras ūdens tvaikos un tikai 8,5 - 11 mikronu diapazonā iziet cauri atmosfērai un nonāk pasaules telpā. Savukārt atmosfēras ūdens tvaiki izstaro arī neredzamu infrasarkano starojumu, kura lielākā daļa tiek virzīta lejup uz zemes virsmu, bet pārējais nonāk pasaules telpā. Atmosfēras starojumu, kas nonāk uz zemes virsmas, sauc par atmosfēras pretstarojumu.
No atmosfēras pretstarojuma zemes virsma absorbē 95% no tās lieluma, jo saskaņā ar Kirhhofa likumu ķermeņa spožums ir vienāds ar tā starojuma absorbciju. Tādējādi atmosfēras pretstarojums ir svarīgs zemes virsmas siltuma avots papildus absorbētajam saules starojumam. Atmosfēras pretstarojumu nevar tieši noteikt, un to aprēķina ar netiešām metodēm. Zemes virsmas absorbētais atmosfēras pretstarojums Eza = 10,45 GJ / (m2 * gadā). Attiecībā uz S0 tas ir 98%.
Pretstarojums vienmēr ir mazāks nekā zemes starojums. Tāpēc zemes virsma zaudē siltumu pozitīvās atšķirības starp savu un pretstarojuma dēļ. Atšķirību starp zemes virsmas pašstarošanos un atmosfēras pretstarojumu sauc par efektīvo starojumu (Ee):
Ee \u003d Ez — Eza (3)
saules siltuma apmaiņa uz zemes
Efektīvais starojums ir neto starojuma enerģijas un līdz ar to arī siltuma zudumi no zemes virsmas. Šis siltums, kas izplūst kosmosā, ir 1,60 GJ / (m2 * gadā) jeb 15% no saules starojuma, kas sasniedza atmosfēras augšējo robežu (bultiņa E3 9.1. attēlā). Mērenā platuma grādos zemes virsma efektīvā starojuma rezultātā zaudē apmēram pusi no siltuma daudzuma, ko tā saņem no absorbētā starojuma.
Atmosfēras starojums ir sarežģītāks nekā zemes virsmas starojums. Pirmkārt, saskaņā ar Kirhhofa likumu enerģiju izstaro tikai tās gāzes, kas to absorbē, t.i., ūdens tvaiki, oglekļa dioksīds un ozons. Otrkārt, katras šīs gāzes starojumam ir sarežģīts selektīvs raksturs. Tā kā ūdens tvaiku saturs samazinās līdz ar augstumu, visspēcīgāk izstarojošie atmosfēras slāņi atrodas 6-10 km augstumā. Atmosfēras garo viļņu starojums pasaules telpā Еa=5,54 GJ/(m2*gads), kas ir 52% no saules starojuma pieplūduma uz atmosfēras augšējo robežu. Zemes virsmas un atmosfēras garo viļņu starojumu, kas nonāk kosmosā, sauc par izejošo starojumu ES. Kopumā tas ir vienāds ar 7,14 GJ/(m2*gads), jeb 67% no saules starojuma pieplūduma.
Aizvietojot atrastās vērtības So, Soa, Sop, Ee un Ea vienādojumā (1), iegūstam - ?Sz = 0, t.i., izejošais starojums kopā ar atstaroto un izkliedēto īsviļņu starojumu Soz kompensē Saules starojuma pieplūdums uz Zemi. Citiem vārdiem sakot, Zeme kopā ar atmosfēru zaudē tik daudz starojuma, cik tā saņem, un tāpēc atrodas radiācijas līdzsvara stāvoklī.
Zemes termisko līdzsvaru apstiprina ilgstoši temperatūras novērojumi: Zemes vidējā temperatūra gadu no gada mainās maz un paliek gandrīz nemainīga no viena ilgtermiņa perioda uz otru.