สมดุลความร้อนของโลก สมดุลการแผ่รังสีและความร้อน สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกและบรรยากาศ

พื้นผิวโลกดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และทำให้ร้อนขึ้นเองกลายเป็นแหล่งการแผ่รังสีความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศและผ่านสู่อวกาศโลก ยิ่งอุณหภูมิพื้นผิวสูงขึ้น รังสีก็จะยิ่งสูงขึ้น รังสีคลื่นยาวของโลกเอง ส่วนใหญ่ยังคงอยู่ในโทรโพสเฟียร์ซึ่งในขณะเดียวกันก็ร้อนขึ้นและปล่อยรังสี - การต่อต้านการแผ่รังสีของบรรยากาศ ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกกับการสะท้อนกลับของบรรยากาศเรียกว่า รังสีที่มีประสิทธิภาพมันแสดงให้เห็นการสูญเสียความร้อนที่แท้จริงโดยพื้นผิวโลกและประมาณ 20%

ข้าว. 7.2. แบบแผนของรังสีประจำปีเฉลี่ยและสมดุลความร้อน (ตาม K.Ya.Kondratiev, 1992)

ชั้นบรรยากาศซึ่งแตกต่างจากพื้นผิวโลกที่แผ่รังสีมากกว่าที่ดูดซับ การขาดพลังงานได้รับการชดเชยโดยการมาถึงของความร้อนจากพื้นผิวโลกพร้อมกับไอน้ำ เช่นเดียวกับความปั่นป่วน (ในช่วงที่อากาศร้อนขึ้นใกล้พื้นผิวโลก) ความเปรียบต่างของอุณหภูมิที่เกิดขึ้นระหว่างละติจูดต่ำและละติจูดสูงถูกทำให้เรียบขึ้นเนื่องจาก อุปถัมภ์ -การถ่ายเทความร้อนทางทะเลและกระแสลมส่วนใหญ่จากละติจูดต่ำถึงสูง (รูปที่ 7.2 ด้านขวา) สำหรับข้อสรุปทางภูมิศาสตร์ทั่วไป ความผันผวนของจังหวะในการแผ่รังสีอันเนื่องมาจากการเปลี่ยนแปลงของฤดูกาลก็มีความสำคัญเช่นกัน เนื่องจากระบอบความร้อนของพื้นที่นั้นขึ้นอยู่กับสิ่งนี้ คุณสมบัติการสะท้อนแสงของเปลือกโลก ความจุความร้อน และการนำความร้อนของตัวกลางทำให้การถ่ายโอนพลังงานความร้อนและการกระจายของลักษณะเฉพาะของพลังงานความร้อนมีความซับซ้อนยิ่งขึ้น

สมการสมดุลความร้อนปริมาณความร้อนอธิบายโดยสมการสมดุลความร้อน ซึ่งแตกต่างกันไปตามพื้นที่ทางภูมิศาสตร์แต่ละแห่ง องค์ประกอบที่สำคัญที่สุดของมันคือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก การแผ่รังสีแสงอาทิตย์ใช้ในการให้ความร้อนแก่ดินและอากาศ (และน้ำ) การระเหย หิมะและน้ำแข็งที่ละลาย การสังเคราะห์แสง กระบวนการสร้างดิน และสภาพดินฟ้าอากาศของหิน เนื่องจากธรรมชาติมีลักษณะที่สมดุลอยู่เสมอ ความเท่าเทียมกันจึงถูกสังเกตได้ระหว่างการมาถึงของพลังงานกับการบริโภค ซึ่งแสดงออกมา สมการสมดุลความร้อนพื้นผิวโลก:

ที่ไหน R- ความสมดุลของรังสี LEคือ ความร้อนที่ใช้ระเหยน้ำและละลายหิมะหรือน้ำแข็ง (หลี่- ความร้อนแฝงของการระเหยหรือกลายเป็นไอ อี- อัตราการระเหยหรือการควบแน่น); แต่ -การถ่ายเทความร้อนในแนวนอนโดยกระแสลมและมหาสมุทรหรือกระแสน้ำเชี่ยวกราก อาร์ -การแลกเปลี่ยนความร้อนของพื้นผิวโลกกับอากาศ ที่ -การแลกเปลี่ยนความร้อนของพื้นผิวโลกกับดินและหิน F- การใช้พลังงานสำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสง จาก- การใช้พลังงานสำหรับการก่อตัวของดินและสภาพดินฟ้าอากาศ Q+q- รังสีทั้งหมด เอ- อัลเบโด้; ฉัน- รังสีที่มีประสิทธิภาพของบรรยากาศ

ส่วนแบ่งของพลังงานที่ใช้ในการสังเคราะห์แสงและการก่อตัวของดินมีสัดส่วนน้อยกว่า 1% ของงบประมาณการแผ่รังสี ดังนั้นส่วนประกอบเหล่านี้จึงมักถูกละเว้นจากสมการ อย่างไรก็ตาม ในความเป็นจริง พวกมันมีความสำคัญ เนื่องจากพลังงานนี้มีความสามารถในการสะสมและเปลี่ยนเป็นรูปแบบอื่น (พลังงานที่เปลี่ยนแปลงได้) กระบวนการสะสมพลังงานแปลงสภาพที่ใช้พลังงานต่ำแต่ระยะยาว (หลายร้อยล้านปี) มีผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อขอบเขตทางภูมิศาสตร์ มันสะสมพลังงานประมาณ 11×10 14 J/m 2 ในอินทรียวัตถุที่กระจัดกระจายใน หินตะกอนและยังอยู่ในรูปแบบ ถ่านหินแข็ง,น้ำมัน,หินดินดาน.

สมการสมดุลความร้อนสามารถหาได้จากพื้นที่ทางภูมิศาสตร์และช่วงเวลาใดๆ โดยคำนึงถึงความจำเพาะของสภาพภูมิอากาศและการมีส่วนร่วมของส่วนประกอบ (สำหรับพื้นดิน มหาสมุทร พื้นที่ที่มีการก่อตัวของน้ำแข็ง การไม่แช่แข็ง เป็นต้น)

การถ่ายเทและการกระจายความร้อนการถ่ายเทความร้อนจากพื้นผิวสู่ชั้นบรรยากาศเกิดขึ้นได้สามวิธี: การแผ่รังสีความร้อน การให้ความร้อนหรือความเย็นของอากาศเมื่อสัมผัสกับพื้นดิน และการระเหยของน้ำ ไอน้ำที่ลอยขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศ ควบแน่นและก่อตัวเป็นเมฆหรือตกลงมาเป็นฝน และความร้อนที่ปล่อยออกมาในกรณีนี้จะเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ รังสีที่ดูดกลืนโดยบรรยากาศและความร้อนจากการควบแน่นของไอน้ำทำให้สูญเสียความร้อนจากพื้นผิวโลก ในพื้นที่แห้งแล้ง อิทธิพลนี้ลดลง และเราสังเกตแอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันและรายปีที่ใหญ่ที่สุด แอมพลิจูดอุณหภูมิที่เล็กที่สุดมีอยู่ในบริเวณมหาสมุทร ในฐานะที่เป็นอ่างเก็บน้ำขนาดใหญ่ มหาสมุทรเก็บความร้อนได้มากขึ้น ซึ่งช่วยลดความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีอันเนื่องมาจากความร้อนจำเพาะที่สูงของน้ำ ดังนั้น บนโลก น้ำจึงมีบทบาทสำคัญในฐานะตัวสะสมความร้อน

โครงสร้างของสมดุลความร้อนนั้นขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์และประเภทของภูมิประเทศซึ่งในทางกลับกันก็ขึ้นอยู่กับมันด้วย มันเปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญไม่เพียงแต่เมื่อเคลื่อนจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้วเท่านั้น แต่ยังเมื่อเคลื่อนจากพื้นดินสู่ทะเลด้วย แผ่นดินและมหาสมุทรแตกต่างกันทั้งในปริมาณรังสีดูดกลืนและในลักษณะของการกระจายความร้อน ในมหาสมุทรในฤดูร้อน ความร้อนแผ่ขยายไปถึงระดับความลึกหลายร้อยเมตร ในช่วงฤดูร้อน มหาสมุทรสะสมจาก 1.3×10 9 ถึง 2.5×10 9 J/m 2 บนบก ความร้อนแผ่ขยายไปถึงระดับความลึกเพียงไม่กี่เมตร และในฤดูร้อนจะมีการสะสมประมาณ 0.1 × 10 9 J/m 2 ซึ่งน้อยกว่าในมหาสมุทร 10-25 เท่า เนื่องจากความร้อนสูง มหาสมุทรจึงเย็นลงในฤดูหนาวน้อยกว่าพื้นดิน การคำนวณแสดงให้เห็นว่าปริมาณความร้อนครั้งเดียวในมหาสมุทรนั้นมากกว่าปริมาณความร้อนที่ส่งไปยังพื้นผิวโลกโดยรวมถึง 21 เท่า แม้ในชั้นน้ำทะเล 4 เมตร ก็ยังมีความร้อนมากกว่าในบรรยากาศทั้งหมด 4 เท่า

พลังงานที่มหาสมุทรดูดซับมากถึง 80% ใช้ในการระเหยน้ำ นี่คือ 12×10 23 J/m 2 ต่อปี ซึ่งมากกว่าบทความเรื่องสมดุลความร้อนบนพื้นดินเดียวกันถึง 7 เท่า 20% ของพลังงานถูกใช้ไปกับการแลกเปลี่ยนความร้อนที่ปั่นป่วนกับบรรยากาศ (ซึ่งมากกว่าบนบกด้วย) การแลกเปลี่ยนความร้อนในแนวตั้งของมหาสมุทรกับบรรยากาศยังช่วยกระตุ้นการถ่ายเทความร้อนในแนวนอน เนื่องจากการที่บางส่วนสิ้นสุดลงบนพื้นดิน ชั้นน้ำ 50 เมตรมีส่วนร่วมในการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างมหาสมุทรกับชั้นบรรยากาศ

การเปลี่ยนแปลงของรังสีและสมดุลความร้อนผลรวมประจำปีของความสมดุลของรังสีเป็นบวกเกือบทุกที่ในโลก ยกเว้นบริเวณธารน้ำแข็งของกรีนแลนด์และแอนตาร์กติกา ค่าเฉลี่ยรายปีลดลงในทิศทางจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้วตามรูปแบบการกระจาย รังสีดวงอาทิตย์ทั่วโลก (รูปที่ 7.3) ความสมดุลของรังสีเหนือมหาสมุทรมากกว่าบนบก นี่เป็นเพราะอัลเบโดด้านล่างของผิวน้ำ เพิ่มความชื้นในเส้นศูนย์สูตรและละติจูดเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงความสมดุลของรังสีตามฤดูกาลเกิดขึ้นที่ละติจูดทั้งหมด แต่มีระดับความรุนแรงต่างกันไป ที่ละติจูดต่ำ ฤดูกาลจะถูกกำหนดโดยระบอบการตกตะกอน เนื่องจากสภาวะทางความร้อนเปลี่ยนแปลงเพียงเล็กน้อยที่นี่ ในละติจูดพอสมควรและสูง ฤดูกาลจะถูกกำหนดโดยระบอบความร้อน: ความสมดุลของรังสีจะเปลี่ยนจากค่าบวกในฤดูร้อนเป็นค่าลบในฤดูหนาว ความสมดุลติดลบของช่วงเวลาที่หนาวเย็นของปีในละติจูดพอสมควรและอุณหภูมิขั้วโลกได้รับการชดเชยบางส่วนโดยการพาความร้อนจากอากาศและกระแสน้ำทะเลจากละติจูดต่ำ

เพื่อรักษาสมดุลพลังงานของโลก จะต้องมีการถ่ายเทความร้อนไปยังขั้ว กระแสน้ำในมหาสมุทรพัดพาความร้อนน้อยกว่านี้เล็กน้อย ส่วนที่เหลือตามชั้นบรรยากาศ ความแตกต่างในการให้ความร้อนของโลกกำหนดการกระทำของมันในฐานะเครื่องยนต์ความร้อนทางภูมิศาสตร์ซึ่งความร้อนจะถูกถ่ายเทจากเครื่องทำความร้อนไปยังตู้เย็น ในธรรมชาติ กระบวนการนี้เกิดขึ้นได้ในสองรูปแบบ: ประการแรกความไม่เท่าเทียมกันเชิงพื้นที่ทางอุณหพลศาสตร์ก่อให้เกิดระบบดาวเคราะห์ของลมและกระแสน้ำในทะเล ประการที่สอง ระบบดาวเคราะห์เหล่านี้เองมีส่วนร่วมในการกระจายความร้อนและความชื้นไปทั่วโลก ดังนั้นความร้อนจะถูกถ่ายเทจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้วโดยกระแสอากาศหรือกระแสน้ำในมหาสมุทร และอากาศเย็นหรือมวลน้ำจะถูกส่งไปยังเส้นศูนย์สูตร ในรูป รูปที่ 7.4 แสดงการขนส่งทางขั้วโลกของน้ำผิวดินที่อบอุ่นในมหาสมุทรแอตแลนติก การถ่ายเทความร้อนไปยังขั้วถึงค่าสูงสุดใกล้กับละติจูดที่ 40° และกลายเป็นศูนย์ที่ขั้ว

การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์ไม่เพียงขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์เท่านั้น แต่ยังขึ้นอยู่กับฤดูกาลด้วย (ตารางที่ 7.4) เป็นที่น่าสังเกตว่าในฤดูร้อนความร้อนจะเข้าสู่อาร์กติกมากกว่าที่เส้นศูนย์สูตร อย่างไรก็ตาม เนื่องจากอัลเบโดสูงของทะเลอาร์กติก น้ำแข็งจึงไม่ละลายที่นี่

การกระจายอุณหภูมิบน การกระจายในแนวนอนอุณหภูมิส่งผลกระทบต่อ ตำแหน่งทางภูมิศาสตร์, นูน, คุณสมบัติและองค์ประกอบวัสดุของพื้นผิว, ระบบ กระแสน้ำในมหาสมุทรและลักษณะการหมุนเวียนของบรรยากาศในชั้นผิวและชั้นผิวใกล้ผิวดิน

ข้าว. 7.3. การกระจายความสมดุลของรังสีเฉลี่ยต่อปีบนพื้นผิวโลก MJ / (m 2 × year) (ตาม S.P. Khromov และ M.A. Petrosyants, 1994)

ข้าว. 7.4. การถ่ายเทความร้อนในภาคเหนือ มหาสมุทรแอตแลนติก, °C(ตาม S. Neshiba, 1991) พื้นที่แรเงาคือบริเวณที่น้ำผิวดินมีความอบอุ่นมากกว่าระดับน้ำทะเลปานกลาง ตัวเลขระบุปริมาณการถ่ายโอนน้ำ (ล้าน m 3 / s) ลูกศรระบุทิศทางของกระแสน้ำเส้นหนาหมายถึงกระแสน้ำกัลฟ์สตรีม

ตารางที่ 7.4. รังสีทั้งหมดเข้าสู่พื้นผิวโลก (N.I. Egorov, 1966)

เพื่อประเมินระดับความร้อนและความเย็นของพื้นผิวโลกได้อย่างถูกต้อง คำนวณการระเหยของ กำหนดการเปลี่ยนแปลงของความชื้นในดิน พัฒนาวิธีการทำนายการแช่แข็ง และประเมินผลกระทบของการถมดินต่อ สภาพภูมิอากาศชั้นผิวของอากาศ จำเป็นต้องมีข้อมูลเกี่ยวกับสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก

พื้นผิวโลกรับและสูญเสียความร้อนอย่างต่อเนื่องอันเป็นผลมาจากการสัมผัสกับกระแสคลื่นสั้นและคลื่นยาวที่หลากหลาย การดูดซับรังสีทั้งหมดและการแผ่รังสีตอบโต้ในระดับมากหรือน้อย พื้นผิวโลกร้อนขึ้นและปล่อยรังสีคลื่นยาว ซึ่งหมายความว่าจะสูญเสียความร้อน ค่าลักษณะการสูญเสียความร้อนของโลก
พื้นผิวเป็นรังสีที่มีประสิทธิภาพ เท่ากับความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกกับการแผ่รังสีของบรรยากาศ เนื่องจากการแผ่รังสีที่เคาน์เตอร์ของบรรยากาศมักจะน้อยกว่าการแผ่รังสีของโลก ความแตกต่างนี้เป็นบวก ในเวลากลางวัน การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพจะถูกปิดกั้นโดยรังสีคลื่นสั้นที่ถูกดูดกลืน ในเวลากลางคืน ในกรณีที่ไม่มีรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้น การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพจะทำให้อุณหภูมิของพื้นผิวโลกลดลง ในสภาพอากาศที่มีเมฆมาก เนื่องจากการแผ่รังสีเคาน์เตอร์ของบรรยากาศที่เพิ่มขึ้น การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพจะน้อยกว่าในสภาพอากาศที่ชัดเจนมาก พื้นผิวโลกเย็นลงน้อยลงทุกคืน ในละติจูดกลาง พื้นผิวโลกสูญเสียการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพประมาณครึ่งหนึ่งของปริมาณความร้อนที่พวกมันได้รับจากการแผ่รังสีที่ดูดกลืน

การมาถึงและการใช้พลังงานของรังสีจะประเมินโดยค่าความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก มันเท่ากับความแตกต่างระหว่างการดูดกลืนและการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพสถานะความร้อนของพื้นผิวโลกขึ้นอยู่กับมัน - ความร้อนหรือความเย็น ระหว่างวันจะเป็นบวกเกือบตลอดเวลา กล่าวคือ ความร้อนที่ป้อนเข้าเกินปริมาณการใช้ ในเวลากลางคืนความสมดุลของรังสีจะเป็นลบและเท่ากับการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ ค่าสมดุลการแผ่รังสีประจำปีของพื้นผิวโลกยกเว้นละติจูดสูงสุดนั้นเป็นค่าบวกทุกที่ ความร้อนส่วนเกินนี้ถูกใช้เพื่อทำให้บรรยากาศร้อนขึ้นโดยการนำความร้อนแบบปั่นป่วน การระเหย และการแลกเปลี่ยนความร้อนกับชั้นดินหรือน้ำที่ลึกกว่า

หากเราพิจารณาสภาพอุณหภูมิเป็นเวลานาน (หนึ่งปีหรือหลายปีหรือดีกว่านั้น) ดังนั้นพื้นผิวโลก ชั้นบรรยากาศที่แยกจากกัน และระบบ "ชั้นบรรยากาศโลก" จะอยู่ในสภาวะสมดุลทางความร้อน อุณหภูมิเฉลี่ยแตกต่างกันเล็กน้อยในแต่ละปี ตามกฎการอนุรักษ์พลังงาน เราสามารถสรุปได้ว่าผลรวมเชิงพีชคณิตของฟลักซ์ความร้อนที่มายังพื้นผิวโลกและปล่อยให้มันมีค่าเท่ากับศูนย์ นี่คือสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก ความหมายของมันคือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกที่มีความสมดุลโดยการถ่ายเทความร้อนที่ไม่ผ่านการแผ่รังสี ตามกฎแล้วสมการสมดุลความร้อนไม่ได้คำนึงถึง (เนื่องจากความเล็ก) เช่นการไหลของความร้อนที่เกิดจากการตกตะกอนการใช้พลังงานสำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสงการเพิ่มความร้อนจากการเกิดออกซิเดชันของชีวมวลตลอดจนการใช้ความร้อนสำหรับการละลายน้ำแข็งหรือหิมะ , ความร้อนที่เพิ่มขึ้นจากการแช่แข็งน้ำ

ความสมดุลทางความร้อนของระบบ "ชั้นบรรยากาศโลก" เป็นเวลานานก็เท่ากับศูนย์เช่นกัน กล่าวคือ โลกที่ดาวเคราะห์อยู่ในสภาวะสมดุลทางความร้อน: การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงขอบบนของชั้นบรรยากาศจะมีความสมดุลจากการแผ่รังสีที่ปล่อยออกมา บรรยากาศจากขอบบนของบรรยากาศ

ถ้าเรานำอากาศที่มาถึงขอบบนเป็น 100% แล้ว 32% ของปริมาณนี้จะกระจายไปในชั้นบรรยากาศ ในจำนวนนี้ 6% กลับสู่อวกาศ ดังนั้น 26% มาถึงพื้นผิวโลกในรูปแบบของรังสีกระจัดกระจาย 18% ของรังสีถูกดูดซับโดยโอโซน ละอองลอย และใช้เพื่อทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น เมฆดูดซับ 5%; 21% ของรังสีหนีเข้าไปในอวกาศอันเป็นผลมาจากการสะท้อนจากเมฆ ดังนั้นการแผ่รังสีที่มาถึงพื้นผิวโลกคือ 50% ซึ่งการแผ่รังสีโดยตรงคิดเป็น 24%; 47% ถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลกและ 3% ของรังสีที่เข้ามาจะถูกสะท้อนกลับเข้าสู่อวกาศ เป็นผลให้ 30% ของรังสีดวงอาทิตย์หนีออกจากขอบบนของชั้นบรรยากาศสู่อวกาศ ค่านี้เรียกว่าดาวเคราะห์อัลเบโดของโลก สำหรับระบบบรรยากาศโลก 30% ของรังสีดวงอาทิตย์สะท้อนและกระจัดกระจาย 5% ของรังสีบนบก และ 65% ของรังสีบรรยากาศ กล่าวคือ กลับเข้าสู่อวกาศผ่านขอบบนของบรรยากาศเพียง 100% เท่านั้น

ความแตกต่างระหว่างการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์และการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพคือความสมดุลของรังสีหรือรังสีตกค้างของพื้นผิวโลก (B) ความสมดุลของการแผ่รังสีโดยเฉลี่ยทั่วทั้งพื้นผิวโลกสามารถเขียนได้เป็นสูตร B = Q * (1 - A) - E eff หรือ B = Q - R k - E eff รูปที่ 24 แสดงเปอร์เซ็นต์โดยประมาณของรังสีประเภทต่างๆ ที่เกี่ยวข้องกับการแผ่รังสีและสมดุลความร้อน เห็นได้ชัดว่าพื้นผิวโลกดูดซับ 47% ของรังสีทั้งหมดที่มาถึงดาวเคราะห์ดวงนี้ และการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพคือ 18% ดังนั้น ความสมดุลของการแผ่รังสี โดยเฉลี่ยบนพื้นผิวโลกทั้งหมด จึงเป็นค่าบวกและมีค่าเท่ากับ 29%

ข้าว. 24. แผนผังความสมดุลของรังสีและความร้อนของพื้นผิวโลก (ตาม K. Ya. Kondratiev)

การกระจายความสมดุลของรังสีบนพื้นผิวโลกนั้นซับซ้อนมาก ความรู้เกี่ยวกับรูปแบบของการกระจายนี้มีความสำคัญอย่างยิ่ง เนื่องจากภายใต้อิทธิพลของรังสีตกค้าง ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นโทรโพสเฟียร์และภูมิอากาศของโลกจะก่อตัวขึ้นโดยรวม การวิเคราะห์แผนที่สมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกสำหรับปี (รูปที่ 25) นำไปสู่ข้อสรุปดังต่อไปนี้

ผลรวมประจำปีของความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกนั้นเป็นไปในทางบวกเกือบทุกที่ ยกเว้นที่ราบน้ำแข็งของทวีปแอนตาร์กติกาและกรีนแลนด์ ค่ารายปีของมันลดลงอย่างสม่ำเสมอและสม่ำเสมอจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้วตามปัจจัยหลัก - การแผ่รังสีทั้งหมด นอกจากนี้ความแตกต่างในค่าความสมดุลของรังสีระหว่างเส้นศูนย์สูตรและขั้วมีความสำคัญมากกว่าความแตกต่างในค่าของรังสีทั้งหมด ดังนั้นขอบเขตของความสมดุลของรังสีจึงเด่นชัดมาก

ความสม่ำเสมอต่อไปของความสมดุลของรังสีคือการเพิ่มขึ้นระหว่างการเปลี่ยนผ่านจากพื้นดินสู่มหาสมุทรด้วยความไม่ต่อเนื่องและการผสมไอโซลีนตามแนวชายฝั่ง คุณลักษณะนี้เด่นชัดกว่าในละติจูดเส้นศูนย์สูตร - เขตร้อนและค่อยๆ แผ่ออกไปยังขั้วโลก ความสมดุลของรังสีที่มากขึ้นในมหาสมุทรอธิบายได้จากอัลเบโดตอนล่างของน้ำ โดยเฉพาะอย่างยิ่งในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน และโดยการลดรังสีที่มีประสิทธิภาพ เนื่องจากอุณหภูมิพื้นผิวที่ต่ำกว่าของมหาสมุทรและความชื้นในอากาศและเมฆมากอย่างมีนัยสำคัญเนื่องจากค่าความสมดุลของรังสีที่เพิ่มขึ้นและพื้นที่ขนาดใหญ่ของมหาสมุทรบนโลก (71%) เป็น ผู้ที่มีบทบาทสำคัญในระบอบความร้อนของโลกและความแตกต่างในความสมดุลของการแผ่รังสีของมหาสมุทรและทวีปกำหนดอิทธิพลซึ่งกันและกันอย่างต่อเนื่องและลึกล้ำซึ่งกันและกันในทุกละติจูด

ข้าว. 25. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกสำหรับปี [MJ / (m 2 X year)] (ตาม S. P. Khromov และ M. A. Petrosyants)

การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลในความสมดุลของรังสีในละติจูดเส้นศูนย์สูตร - เขตร้อนมีน้อย (รูปที่ 26, 27) ส่งผลให้อุณหภูมิผันผวนเล็กน้อยตลอดทั้งปี ดังนั้นฤดูกาลของปีจึงไม่ได้ถูกกำหนดโดยอุณหภูมิ แต่โดยระบอบปริมาณน้ำฝนประจำปี ในละติจูดนอกเขตร้อน มีการเปลี่ยนแปลงเชิงคุณภาพในความสมดุลของรังสีจากค่าบวกเป็นค่าลบในระหว่างปี ในฤดูร้อน เหนือพื้นที่กว้างใหญ่ของเขตอบอุ่นและละติจูดสูงบางส่วน ค่าความสมดุลของรังสีมีความสำคัญ (เช่น ในเดือนมิถุนายนบนบกใกล้กับอาร์กติกเซอร์เคิลจะเหมือนกับในทะเลทรายเขตร้อน) และความผันผวนใน ละติจูดค่อนข้างเล็ก สิ่งนี้สะท้อนให้เห็นในระบอบอุณหภูมิและด้วยเหตุนี้การไหลเวียนระหว่างละติจูดที่ลดลงในช่วงเวลานี้ ในฤดูหนาว บนพื้นที่กว้างใหญ่ ความสมดุลของรังสีเป็นลบ เส้นสมดุลรังสีเป็นศูนย์ในเดือนที่หนาวที่สุดจะเคลื่อนผ่านแผ่นดินประมาณละติจูด 40 ° เหนือมหาสมุทร - ไปตาม 45 ° สภาพเทอร์โมบาริกที่แตกต่างกันในฤดูหนาวทำให้เกิดการกระตุ้นกระบวนการบรรยากาศในเขตละติจูดพอสมควรและกึ่งเขตร้อน ความสมดุลของรังสีเชิงลบในฤดูหนาวในละติจูดพอสมควรและขั้วโลกได้รับการชดเชยบางส่วนโดยการไหลเข้าของความร้อนที่มีมวลอากาศและน้ำจากละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน ตรงกันข้ามกับละติจูดต่ำในเขตอบอุ่นและละติจูดสูง ฤดูกาลของปีถูกกำหนดโดยสภาพความร้อนเป็นหลักซึ่งขึ้นอยู่กับความสมดุลของรังสี

ข้าว. 26. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกในเดือนมิถุนายน [ใน 10 2 MJ / (m 2 x M es.) |

ในภูเขาของละติจูดทั้งหมด การกระจายความสมดุลของรังสีนั้นซับซ้อนโดยอิทธิพลของความสูง ระยะเวลาของหิมะที่ปกคลุม การเปิดรับแสงแดดจากทางลาด ความขุ่นมัว ฯลฯ โดยทั่วไปแล้วแม้จะมีค่าการแผ่รังสีทั้งหมดในภูเขาเพิ่มขึ้น , ความสมดุลของรังสีที่นั่นต่ำกว่าเนื่องจากหิมะและน้ำแข็งอัลเบโด, การเพิ่มขึ้นของสัดส่วนการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพและปัจจัยอื่นๆ

ชั้นบรรยากาศของโลกมีความสมดุลของรังสีในตัวเอง การมาถึงของรังสีสู่ชั้นบรรยากาศเกิดจากการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นและรังสีภาคพื้นดินคลื่นยาว กัมมันตภาพรังสีถูกกลืนกินโดยบรรยากาศด้วยการแผ่รังสีตอบโต้ ซึ่งได้รับการชดเชยอย่างสมบูรณ์โดยรังสีภาคพื้นดิน และเนื่องจากการแผ่รังสีที่ส่งออกไป ผู้เชี่ยวชาญระบุว่าความสมดุลของการแผ่รังสีในบรรยากาศเป็นลบ (-29%)

โดยทั่วไป สมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศของโลกเท่ากับ 0 กล่าวคือ โลกอยู่ในสภาวะสมดุลการแผ่รังสี อย่างไรก็ตาม การแผ่รังสีที่มากเกินไปบนพื้นผิวโลกและการขาดในชั้นบรรยากาศทำให้คนคนหนึ่งตั้งคำถามว่า ทำไมด้วยการแผ่รังสีที่มากเกินไป พื้นผิวโลกจึงไม่เผาไหม้ และชั้นบรรยากาศเมื่อขาดธาตุนี้ก็ไม่แข็งตัว จนถึงอุณหภูมิศูนย์สัมบูรณ์? ความจริงก็คือระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศ (เช่นเดียวกับระหว่างพื้นผิวและชั้นลึกของโลกและน้ำ) มีวิธีการถ่ายเทความร้อนที่ไม่ผ่านการแผ่รังสี สิ่งแรกคือการนำความร้อนระดับโมเลกุลและการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วน (H) ในระหว่างที่บรรยากาศได้รับความร้อนและกระจายความร้อนในแนวตั้งและแนวนอน ชั้นลึกของโลกและน้ำก็ถูกทำให้ร้อนเช่นกัน ประการที่สองคือการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแอคทีฟซึ่งเกิดขึ้นเมื่อน้ำผ่านจากสถานะหนึ่งไปยังอีกสถานะหนึ่ง: ระหว่างการระเหย ความร้อนจะถูกดูดซับ และระหว่างการควบแน่นและการระเหิดของไอน้ำ ความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ (LE) จะถูกปล่อยออกมา

เป็นวิธีการถ่ายเทความร้อนแบบไม่แผ่รังสีที่ปรับสมดุลสมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศ ทำให้ทั้งสองมีค่าเป็นศูนย์และป้องกันความร้อนสูงเกินไปของพื้นผิวและการเย็นตัวของชั้นบรรยากาศของโลก พื้นผิวโลกสูญเสียรังสี 24% เนื่องจากการระเหยของน้ำ (และบรรยากาศตามลำดับได้รับปริมาณเท่ากันเนื่องจากการควบแน่นและการระเหิดของไอน้ำที่ตามมาในรูปของเมฆและหมอก) และ 5% ของรังสีเมื่อชั้นบรรยากาศ ถูกทำให้ร้อนจากพื้นผิวโลก โดยรวมแล้วมีปริมาณรังสี 29% ที่มากเกินไปบนพื้นผิวโลกและไม่มีในชั้นบรรยากาศ

ข้าว. 27. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกในเดือนธันวาคม [ใน 10 2 MJ / (m 2 x M es.)]

ข้าว. 28. ส่วนประกอบของสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกในเวลากลางวัน (ตาม S. P. Khromov)

ผลรวมเชิงพีชคณิตของรายได้และค่าใช้จ่ายทั้งหมดของความร้อนบนพื้นผิวโลกและในชั้นบรรยากาศเรียกว่าสมดุลความร้อน ความสมดุลของการแผ่รังสีจึงเป็นองค์ประกอบที่สำคัญที่สุดของสมดุลความร้อน สมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกมีรูปแบบดังนี้

B – LE – P±G = 0,

โดยที่ B คือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก LE คือการใช้ความร้อนสำหรับการระเหย (L คือความร้อนจำเพาะของการระเหย £ คือมวลของน้ำที่ระเหย) P คือการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนระหว่างพื้นผิวด้านล่างกับบรรยากาศ G คือการแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวด้านล่าง (รูปที่ 28) การสูญเสียความร้อนที่พื้นผิวเพื่อให้ความร้อนแก่ชั้นที่ใช้งานในระหว่างวันและฤดูร้อนได้รับการชดเชยเกือบทั้งหมดโดยการไหลกลับจากความลึกสู่พื้นผิวในเวลากลางคืนและในฤดูหนาวดังนั้นอุณหภูมิเฉลี่ยต่อปีของชั้นบนของดิน และน้ำในมหาสมุทรโลกถือว่าคงที่ และ G สำหรับพื้นผิวแทบใดๆ ก็ตาม ถือได้ว่ามีค่าเท่ากับศูนย์ ดังนั้นโดยสรุปในระยะยาว สมดุลความร้อนประจำปีของพื้นผิวดินและมหาสมุทรโลกจึงถูกใช้ไปกับการระเหยและการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างพื้นผิวด้านล่างกับบรรยากาศ

การกระจายความสมดุลของความร้อนบนพื้นผิวโลกนั้นซับซ้อนกว่าการแผ่รังสีอันเนื่องมาจากปัจจัยหลายประการที่ส่งผลต่อ: ความขุ่นมัว การตกตะกอน ความร้อนที่พื้นผิว ฯลฯ ที่ละติจูดที่แตกต่างกัน ค่าสมดุลความร้อนจะแตกต่างจาก 0 ในทิศทางเดียวหรืออีกทางหนึ่ง : ที่ละติจูดสูงจะเป็นค่าลบ และค่าต่ำเป็นค่าบวก การขาดความร้อนในบริเวณขั้วโลกเหนือและใต้ได้รับการชดเชยโดยการถ่ายโอนจากละติจูดเขตร้อนส่วนใหญ่ด้วยความช่วยเหลือของกระแสน้ำในมหาสมุทรและมวลอากาศ ดังนั้นจึงสร้างสมดุลทางความร้อนระหว่างละติจูดต่างๆ ของพื้นผิวโลก

สมดุลความร้อนของบรรยากาศเขียนดังนี้: –B + LE + P = 0

เห็นได้ชัดว่าระบบความร้อนที่เสริมซึ่งกันและกันของพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศสมดุลซึ่งกันและกัน: รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่เข้าสู่โลก (100%) มีความสมดุลโดยการสูญเสียรังสีของโลกเนื่องจากการสะท้อน (30%) และการแผ่รังสี (70%) ดังนั้น โดยทั่วไป ความร้อน ความสมดุลของโลกเช่นเดียวกับการแผ่รังสี มีค่าเท่ากับ 0 โลกอยู่ในสมดุลการแผ่รังสีและความร้อน และการละเมิดใดๆ อาจนำไปสู่ความร้อนสูงเกินไปหรือความเย็นของโลกของเรา

ธรรมชาติของสมดุลความร้อนและระดับพลังงานเป็นตัวกำหนดคุณสมบัติและความเข้มของกระบวนการส่วนใหญ่ที่เกิดขึ้นในขอบเขตทางภูมิศาสตร์ และเหนือสิ่งอื่นใดคือระบบการระบายความร้อนของโทรโพสเฟียร์

สมดุลความร้อนของโลก ชั้นบรรยากาศ และพื้นผิวโลก ในช่วงเวลาที่ยาวนาน สมดุลความร้อนจะเป็นศูนย์ กล่าวคือ โลกอยู่ในสภาวะสมดุลทางความร้อน I - รังสีคลื่นสั้น II - รังสีคลื่นยาว III - การแลกเปลี่ยนที่ไม่ใช่การแผ่รังสี

การแผ่รังสีแม่เหล็กไฟฟ้า การแผ่รังสีหรือการแผ่รังสีเป็นรูปแบบของสสารอื่นที่ไม่ใช่สสาร กรณีพิเศษของรังสีคือแสงที่มองเห็นได้ แต่รังสียังรวมถึงรังสีแกมมาที่ตามองไม่เห็น รังสีเอกซ์ รังสีอัลตราไวโอเลตและอินฟราเรด คลื่นวิทยุ รวมถึงคลื่นโทรทัศน์

ลักษณะของคลื่นแม่เหล็กไฟฟ้า การแผ่รังสีจากแหล่งกำเนิดอีซีแอลในทุกทิศทางในรูปของคลื่นแม่เหล็กไฟฟ้า m ด้วยความเร็วของแสงในสุญญากาศประมาณ 300,000 กม./วินาที ความยาวคลื่นคือระยะห่างระหว่างค่าสูงสุดที่อยู่ติดกัน (หรือค่าต่ำสุด) m ความถี่การสั่นคือจำนวนการสั่นต่อวินาที

ความยาวคลื่น รังสีอัลตราไวโอเลต - ความยาวคลื่น 0.01 ถึง 0.39 ไมครอน เป็นสิ่งที่มองไม่เห็น กล่าวคือ ไม่รับรู้ด้วยตา แสงที่มองเห็นได้ด้วยตา ความยาวคลื่น 0.40 0.76 ไมครอน คลื่นประมาณ 0.40 µm เป็นสีม่วง คลื่นประมาณ 0.76 µm เป็นสีแดง ระหว่าง 0.40 ถึง 0.76 ไมครอนเป็นแสงของสีทั้งหมดของสเปกตรัมที่มองเห็นได้ รังสีอินฟราเรด - คลื่น> 0.76 ไมครอนและสูงถึงหลายร้อยไมครอนไม่สามารถมองเห็นได้ด้วยตาเปล่า ในอุตุนิยมวิทยา เป็นเรื่องปกติที่จะแยกความแตกต่างของรังสีคลื่นสั้นและคลื่นยาว คลื่นสั้นเรียกว่าการแผ่รังสีในช่วงความยาวคลื่นตั้งแต่ 0.1 ถึง 4 ไมครอน พี

ความยาวคลื่น เมื่อแสงสีขาวสลายตัวโดยปริซึมเป็นสเปกตรัมที่ต่อเนื่องกัน สีในนั้นจะค่อยๆ ผ่านเข้าหากัน เป็นที่ยอมรับกันโดยทั่วไปว่าภายในขอบเขตของความยาวคลื่น (นาโนเมตร) รังสีจะมีสีดังต่อไปนี้: 390-440 - สีม่วง 440-480 สีน้ำเงิน 480-510 - สีน้ำเงิน 510-550 - สีเขียว 550-575 สีเหลืองสีเขียว 575-585 สีเหลือง 585- 620 - ส้ม 630-770 - สีแดง

การรับรู้ความยาวคลื่น ดวงตาของมนุษย์ไวต่อรังสีสีเหลือง-เขียวมากที่สุด โดยมีความยาวคลื่นประมาณ 555 นาโนเมตร โซนการแผ่รังสีมีสามโซน: สีน้ำเงิน-ม่วง (ความยาวคลื่น 400-490 นาโนเมตร), สีเขียว (ความยาว 490-570 นาโนเมตร) สีแดง (ความยาว 580-720 นาโนเมตร) โซนสเปกตรัมเหล่านี้ยังเป็นโซนของความไวสเปกตรัมเด่นของเครื่องตรวจจับตาและฟิล์มสีสามชั้น

การดูดซับรังสีแสงอาทิตย์ในบรรยากาศ ประมาณ 23% ของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงถูกดูดซับในชั้นบรรยากาศ e การดูดซึมเป็นแบบเลือก: ก๊าซต่าง ๆ ดูดซับรังสีในภูมิภาคต่าง ๆ ของสเปกตรัมและใน องศาที่แตกต่าง. ไนโตรเจนดูดซับ R ความยาวคลื่นขนาดเล็กมากในส่วนอัลตราไวโอเลตของสเปกตรัม พลังงานของรังสีดวงอาทิตย์ในส่วนนี้ของสเปกตรัมมีน้อยมาก ดังนั้นการดูดกลืนโดยไนโตรเจนแทบไม่มีผลกระทบต่อฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์ ออกซิเจนดูดซับมากขึ้น แต่ยังน้อยมาก - ในสอง ส่วนที่แคบส่วนที่มองเห็นได้ของสเปกตรัมและในส่วนอัลตราไวโอเลต โอโซนดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตและแสงอาทิตย์ที่มองเห็นได้ มีน้อยมากในชั้นบรรยากาศ แต่มันดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตในชั้นบนของชั้นบรรยากาศอย่างแรงจนไม่พบคลื่นที่สั้นกว่า 0.29 ไมครอนเลยในสเปกตรัมสุริยะใกล้พื้นผิวโลก การดูดซับรังสีดวงอาทิตย์โดยโอโซนถึง 3% ของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง

การดูดซับรังสีแสงอาทิตย์ในบรรยากาศ CO 2 จะดูดซับคลื่นความถี่อินฟราเรดอย่างมาก แต่เนื้อหาในบรรยากาศมีขนาดเล็กมาก ดังนั้นการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงจึงมักมีขนาดเล็ก ไอน้ำเป็นตัวดูดซับรังสีหลักที่กระจุกตัวอยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ ดูดซับรังสีในบริเวณที่มองเห็นและใกล้อินฟราเรดของสเปกตรัม เมฆและสิ่งเจือปนในชั้นบรรยากาศ (อนุภาคละอองลอย) จะดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ในส่วนต่างๆ ของสเปกตรัม ขึ้นอยู่กับองค์ประกอบของสิ่งเจือปน ไอน้ำและละอองลอยดูดซับประมาณ 15% เมฆ 5% ของรังสี

สมดุลความร้อนของโลก รังสีที่กระจัดกระจายผ่านชั้นบรรยากาศและถูกกระเจิงด้วยโมเลกุลของแก๊ส รังสีดังกล่าวอยู่ที่ 70% ในละติจูดขั้วโลกและ 30% ในเขตร้อน

สมดุลความร้อนของโลก 38% ของรังสีที่กระจัดกระจายกลับสู่อวกาศ ให้สีฟ้าแก่ท้องฟ้าและกระจายแสงก่อนและหลังพระอาทิตย์ตก

สมดุลความร้อนของ Earth Direct + diffuse = รวม R 4% ที่สะท้อนโดยบรรยากาศ 10% สะท้อนโดยพื้นผิวโลก 20% แปลงเป็น พลังงานความร้อน 24% ถูกใช้ไปกับความร้อนของอากาศ การสูญเสียความร้อนทั้งหมดในบรรยากาศคือ 58% ของทั้งหมด

การพาดพิงของอากาศ การเคลื่อนตัวของอากาศในแนวนอน เราสามารถพูดถึงการเคลื่อนตัวได้ เช่น มวลอากาศ ความร้อน ไอน้ำ โมเมนต์ของการเคลื่อนที่ กระแสน้ำวนของความเร็ว ฯลฯ ปรากฏการณ์บรรยากาศที่เกิดขึ้นจากการเคลื่อนตัวเรียกว่าการเคลื่อนตัว (advective) เรียกว่า แอกเวกทีฟ (advective) หมอกแบบแอกเวกทีฟ (advective fogs) พายุฝนฟ้าคะนอง (advective) พายุฝนฟ้าคะนอง (advective) น้ำค้างแข็งแบบแอดเวคทีฟ เป็นต้น

ALBEDO 1. ในความหมายกว้าง ๆ การสะท้อนแสงของพื้นผิว: น้ำ, พืช (ป่า, บริภาษ), พื้นที่เพาะปลูก, เมฆ, ฯลฯ ตัวอย่างเช่น Albedo ของมงกุฎป่าคือ 10 - 15%, หญ้า - 20 - 25%, ทราย - 30 - 35% หิมะตกใหม่ - 50 - 75% ขึ้นไป 2. Albedo of the Earth - เปอร์เซ็นต์ของรังสีดวงอาทิตย์ที่สะท้อนโดยโลกพร้อมกับชั้นบรรยากาศกลับเข้าสู่อวกาศสู่การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงขอบชั้นบรรยากาศ A = O / P การกลับมาของรังสีของโลกเกิดขึ้นจากการสะท้อนจากพื้นผิวโลกและเมฆของรังสีคลื่นยาว รวมถึงการกระเจิงของรังสีคลื่นสั้นโดยตรงจากชั้นบรรยากาศ พื้นผิวหิมะมีการสะท้อนแสงสูงสุด (85%) อัลเบโดของโลกประมาณ 42%

ผลที่ตามมาของการผกผัน เมื่อกระบวนการพาความร้อนปกติหยุดลง ชั้นล่างของบรรยากาศมีมลพิษ ควันฤดูหนาวในเมืองเซี่ยงไฮ้ ขอบเขตของการกระจายลมในแนวตั้งจะมองเห็นได้ชัดเจน

การผกผันของอุณหภูมิ การจมของอากาศเย็นทำให้บรรยากาศคงที่ ควันจากปล่องไฟไม่สามารถเอาชนะมวลอากาศที่ลดลงได้

หลักสูตรของความกดอากาศในบรรยากาศ 760 มม. ศิลปะ. = 1033 g Pa ความแปรผันของความดันบรรยากาศรายวัน

น้ำในบรรยากาศ ปริมาตรรวมคือ 12 - 13,000 กม. 3 ของไอน้ำ การระเหยจากพื้นผิวมหาสมุทร 86% การระเหยจากพื้นผิวของทวีป 14% ปริมาณไอน้ำจะลดลงตามความสูง แต่ความเข้มข้นของกระบวนการนี้ขึ้นอยู่กับ: อุณหภูมิพื้นผิวและความชื้น ความเร็วลม และความกดอากาศ

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ ความชื้นในอากาศคือปริมาณไอน้ำในอากาศ ความชื้นในอากาศสัมบูรณ์ - ปริมาณไอน้ำ (g) ต่อ 1 ม. 3 ของอากาศหรือความดัน (มม. ปรอท) ความชื้นสัมพัทธ์ - ระดับความอิ่มตัวของอากาศด้วยไอน้ำ (%)

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ ความอิ่มตัวของความชื้นสูงสุดคือขีดจำกัดของปริมาณไอน้ำในอากาศ ณ อุณหภูมิที่กำหนด จุดน้ำค้าง - อุณหภูมิที่ไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศอิ่มตัว (τ)

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ การระเหย - การระเหยจริงจากพื้นผิวที่กำหนดที่อุณหภูมิที่กำหนด การระเหย - การระเหยสูงสุดที่เป็นไปได้ที่อุณหภูมิที่กำหนด

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ การระเหยมีค่าเท่ากับการคายระเหยเหนือผิวน้ำ และน้อยกว่ามากบนบก ที่อุณหภูมิสูง ความชื้นสัมบูรณ์จะเพิ่มขึ้น ความชื้นสัมพัทธ์จะยังคงเท่าเดิมหากมีน้ำไม่เพียงพอ

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ ในอากาศเย็นที่มีความชื้นสัมบูรณ์ต่ำ ความชื้นสัมพัทธ์สามารถเข้าถึงได้ถึง 100% ปริมาณน้ำฝนจะลดลงเมื่อถึงจุดน้ำค้าง ในสภาพอากาศหนาวเย็นแม้ในความชื้นสัมพัทธ์ที่ต่ำมาก

สาเหตุของการเปลี่ยนแปลงของความชื้นในอากาศ 1. ZONALITY ความชื้นสัมบูรณ์ลดลงจากเส้นศูนย์สูตร (20 - 30 มม.) ถึงขั้ว (1 - 2 มม.) ความชื้นสัมพัทธ์เปลี่ยนแปลงเล็กน้อย (70 - 80%)

สาเหตุของการเปลี่ยนแปลงของความชื้นในอากาศ 2 ความชื้นสัมบูรณ์ประจำปีสอดคล้องกับอุณหภูมิ: ยิ่งอบอุ่นยิ่งสูงขึ้น

การจำแนกระหว่างประเทศของเมฆ เมฆแบ่งออกเป็น 10 รูปแบบหลัก (จำพวก) ตามลักษณะที่ปรากฏ ในสกุลหลัก ได้แก่ ชนิดพันธุ์ พันธุ์ และลักษณะอื่นๆ เช่นเดียวกับแบบฟอร์มระดับกลาง g ความขุ่นถูกวัดเป็นคะแนน: 0 - ไม่มีเมฆ; 10 - ท้องฟ้าถูกปกคลุมไปด้วยเมฆอย่างสมบูรณ์

การจำแนกระหว่างประเทศของเมฆ ประเภทของเมฆ ชื่อรัสเซีย ชื่อละติน 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 คิวมูลัสคิวมูลัส ( Cu) X Cumulonimbus Cumulonimbus (Cb) ความสูงของเวที H = 7 – 18 กม. H = 2 – 8 กม. H = สูงสุด 2 กม.

เมฆชั้นล่าง. เมฆ Stratostratus มีต้นกำเนิดเช่นเดียวกับ Altostratus อย่างไรก็ตามชั้นของพวกมันอยู่ห่างออกไปหลายกิโลเมตร เมฆเหล่านี้อยู่ชั้นล่าง กลาง และมักจะอยู่ชั้นบน ในส่วนบนประกอบด้วยหยดเล็ก ๆ และเกล็ดหิมะในส่วนล่างอาจมีหยดและเกล็ดหิมะขนาดใหญ่ ดังนั้นชั้นของเมฆเหล่านี้จึงมีสีเทาเข้ม ดวงอาทิตย์และดวงจันทร์ไม่ส่องแสงผ่านมัน ตามกฎแล้วฝนหรือหิมะที่มืดครึ้มตกลงมาจากเมฆสตราโตซินิมบัสไปถึงพื้นผิวโลก

เมฆชั้นกลาง เมฆอัลโตคิวมูลัสเป็นชั้นเมฆหรือสันเขาที่มีสีขาวหรือสีเทา (หรือทั้งสองอย่าง) เหล่านี้เป็นเมฆที่ค่อนข้างบางซึ่งบดบังดวงอาทิตย์ไม่มากก็น้อย ชั้นหรือสันเขาประกอบด้วยเพลาแบน จาน จาน มักจัดเรียงเป็นแถว ปรากฏการณ์ทางแสงปรากฏขึ้น - ครอบฟัน, มีสีรุ้ง - สีรุ้งของขอบเมฆที่พุ่งเข้าหาดวงอาทิตย์ Irisa บ่งชี้ว่าเมฆอัลโตคิวมูลัสประกอบด้วยละอองเล็ก ๆ ที่สม่ำเสมอกันซึ่งมักจะเย็นมาก

เมฆระดับกลาง ปรากฏการณ์ทางแสงในเมฆ เมฆอัลโตคิวมูลัส ครอบฟันในเมฆ เมฆมีสีรุ้ง รัศมี

เมฆด้านบน เมฆเหล่านี้เป็นเมฆที่สูงที่สุดในชั้นทรูสเฟียร์ ก่อตัวที่อุณหภูมิต่ำสุดและประกอบด้วยผลึกน้ำแข็ง เป็นสีขาว โปร่งแสง และบดบังแสงแดดเพียงเล็กน้อย

องค์ประกอบเฟสของเมฆ เมฆน้ำ (หยด) ประกอบด้วยหยดน้ำเท่านั้น พวกเขาสามารถอยู่ได้ไม่เฉพาะที่อุณหภูมิบวกเท่านั้น แต่ยังอยู่ที่อุณหภูมิติดลบ (-100 C และต่ำกว่า) ในกรณีนี้ หยดละอองอยู่ในสถานะ supercooled ซึ่งค่อนข้างปกติภายใต้สภาพบรรยากาศ c เมฆผสมประกอบด้วยส่วนผสมของเมฆ supercooled และผลึกน้ำแข็ง ตามกฎแล้วสามารถมีอยู่ที่อุณหภูมิตั้งแต่ -10 ถึง -40 องศาเซลเซียส เมฆน้ำแข็ง (ผลึก) ประกอบด้วยน้ำแข็งและคริสตัลเท่านั้น ตามกฎแล้วพวกมันมีอิทธิพลเหนือกว่าที่อุณหภูมิต่ำกว่า 30°C

โลกได้รับความร้อนจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นในชั้นบรรยากาศ และโดยเฉพาะอย่างยิ่งบนพื้นผิวโลก รังสีดวงอาทิตย์เป็นแหล่งความร้อนเพียงแหล่งเดียวในระบบ "บรรยากาศ-โลก" แหล่งความร้อนอื่นๆ (ความร้อนที่ปล่อยออกมาระหว่างการสลายตัวของธาตุกัมมันตภาพรังสีภายในโลก ความร้อนจากแรงโน้มถ่วง ฯลฯ) ทั้งหมดจะให้ความร้อนเพียงหนึ่งในห้าพันที่เข้าสู่ขอบบนของชั้นบรรยากาศจากรังสีดวงอาทิตย์ ดังนั้น และเมื่อรวบรวมสมดุลความร้อน สมการสามารถละเว้นได้

ความร้อนสูญเสียไปด้วยการแผ่รังสีคลื่นสั้นออกจากอวกาศโลก สะท้อนจากชั้นบรรยากาศ Soa และจาก SOP ของพื้นผิวโลก และเนื่องจากการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพของรังสีคลื่นยาว Ee โดยพื้นผิวโลกและการแผ่รังสีของบรรยากาศ Ea

ดังนั้น ที่ขอบบนของชั้นบรรยากาศ สมดุลความร้อนของโลกในฐานะดาวเคราะห์ประกอบด้วยการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสี (การแผ่รังสี):

SO - ซอ - สบ - อี - เอ๋ = ?Se, (1)

ที่ไหน Se การเปลี่ยนแปลงของปริมาณความร้อนของระบบ "บรรยากาศ - โลก" ในช่วงระยะเวลาหนึ่ง?

พิจารณาเงื่อนไขของสมการนี้สำหรับงวดประจำปี ฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์ที่ระยะห่างเฉลี่ยของโลกจากดวงอาทิตย์จะเท่ากับ 42.6-10 ° J/(m2 ปี) โดยประมาณ จากกระแสนี้ โลกจะได้รับพลังงานจำนวนเท่ากับผลคูณของค่าคงที่แสงอาทิตย์ I0 และพื้นที่หน้าตัดของโลก pR2 นั่นคือ I0 pR2 โดยที่ R คือรัศมีเฉลี่ยของโลก ภายใต้อิทธิพลของการหมุนของโลก พลังงานนี้จะกระจายไปทั่วพื้นผิวโลก เท่ากับ 4pR2 ดังนั้น ค่าเฉลี่ยของฟลักซ์การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ไปยังพื้นผิวแนวนอนของโลก โดยไม่คำนึงถึงการลดทอนของบรรยากาศคือ Iо рR2/4рR3 = Iо/4 หรือ 0.338 kW/m2 สำหรับพื้นผิวขอบด้านนอกของบรรยากาศแต่ละตารางเมตรโดยเฉลี่ยประมาณ 10.66-109 J หรือ 10.66 GJ พลังงานแสงอาทิตย์เช่น Iо = 10.66 GJ/(m2*year)

พิจารณาด้านรายจ่ายของสมการ (1) รังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงขอบด้านนอกของชั้นบรรยากาศบางส่วนแทรกซึมชั้นบรรยากาศ และสะท้อนบางส่วนโดยชั้นบรรยากาศและพื้นผิวโลกสู่อวกาศโลก จากข้อมูลล่าสุด อัลเบโดเฉลี่ยของโลกอยู่ที่ประมาณ 33% นั่นคือผลรวมของการสะท้อนจากเมฆ (26%) และการสะท้อนจากพื้นผิวเบื้องล่าง (7:%) จากนั้นรังสีที่สะท้อนจากเมฆ Soa = 10.66 * 0.26 = 2.77 GJ / (m2 * year) พื้นผิวโลก - SOP = 10.66 * 0.07 = 0.75 GJ / (m2 * year) และโดยทั่วไปโลกจะสะท้อน 3.52 GJ/ (ตร.ม.*ปี).

พื้นผิวโลกได้รับความร้อนจากการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์ กลายเป็นแหล่งกำเนิดรังสีคลื่นยาวที่ทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น พื้นผิวของร่างกายใดๆ ที่มีอุณหภูมิสูงกว่าศูนย์สัมบูรณ์จะแผ่พลังงานความร้อนออกมาอย่างต่อเนื่อง พื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศของโลกก็ไม่มีข้อยกเว้น ตามกฎของสเตฟาน-โบลต์ซมันน์ ความเข้มของรังสีขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของร่างกายและการแผ่รังสี:

E = wT4, (2)

โดยที่ E คือความเข้มของรังสีหรือการแผ่รังสีในตัวเอง W / m2; c คือค่าการแผ่รังสีของร่างกายที่สัมพันธ์กับวัตถุสีดำสนิท โดยที่ c = 1; y - ค่าคงที่ของ Stefan - Boltzmann เท่ากับ 5.67 * 10-8 W / (m2 * K4); T คืออุณหภูมิร่างกายสัมบูรณ์

ค่าสำหรับพื้นผิวต่างๆมีตั้งแต่ 0.89 (ผิวน้ำเรียบ) ถึง 0.99 (หญ้าสีเขียวหนาแน่น) โดยเฉลี่ยแล้วสำหรับพื้นผิวโลก v มีค่าเท่ากับ 0.95

อุณหภูมิสัมบูรณ์ของพื้นผิวโลกอยู่ระหว่าง 190 ถึง 350 เค ที่อุณหภูมิดังกล่าว รังสีที่ปล่อยออกมามีความยาวคลื่น 4-120 ไมครอน ดังนั้นจึงเป็นอินฟราเรดทั้งหมดและไม่สามารถมองเห็นได้ด้วยตา

รังสีที่แท้จริงของพื้นผิวโลก - E3 คำนวณโดยสูตร (2) เท่ากับ 12.05 GJ / (m2 * ปี) ซึ่งเท่ากับ 1.39 GJ / (m2 * ปี) หรือสูงกว่ารังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึง 13% ที่ขอบบนของชั้นบรรยากาศ S0 การกลับมาของรังสีขนาดใหญ่เช่นนี้จากพื้นผิวโลกจะนำไปสู่การเย็นตัวอย่างรวดเร็ว หากไม่ได้รับการป้องกันโดยการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และบรรยากาศจากพื้นผิวโลก รังสีอินฟราเรดบนพื้นดินหรือรังสีของตัวเองของพื้นผิวโลกในช่วงความยาวคลื่น 4.5 ถึง 80 ไมครอนถูกดูดซับอย่างเข้มข้นโดยไอน้ำในบรรยากาศและในช่วง 8.5 - 11 ไมครอนเท่านั้นที่ผ่านชั้นบรรยากาศและเข้าสู่อวกาศโลก ในทางกลับกัน ไอน้ำในบรรยากาศยังปล่อยรังสีอินฟราเรดที่มองไม่เห็นซึ่งส่วนใหญ่พุ่งลงสู่พื้นผิวโลกและส่วนที่เหลือจะไปสู่อวกาศโลก รังสีบรรยากาศที่มาถึงพื้นผิวโลกเรียกว่าการแผ่รังสีเคาน์เตอร์ของบรรยากาศ

จากการแผ่รังสีที่เคาน์เตอร์ของบรรยากาศ พื้นผิวโลกดูดซับขนาด 95% ของมัน เนื่องจากตามกฎของ Kirchhoff ความเปล่งปลั่งของร่างกายมีค่าเท่ากับการดูดกลืนการแผ่รังสีของมัน ดังนั้นการสะท้อนกลับของชั้นบรรยากาศจึงเป็นแหล่งความร้อนที่สำคัญสำหรับพื้นผิวโลกนอกเหนือจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ การแผ่รังสีต้านของบรรยากาศไม่สามารถกำหนดได้โดยตรงและคำนวณโดยวิธีทางอ้อม การแผ่รังสีเคาน์เตอร์ของบรรยากาศดูดซับโดยพื้นผิวโลก Eza = 10.45 GJ / (m2 * ปี) สำหรับ S0 คือ 98%

การแผ่รังสีที่เคาน์เตอร์จะน้อยกว่ารังสีของโลกเสมอ ดังนั้นพื้นผิวโลกจึงสูญเสียความร้อนเนื่องจากความแตกต่างเชิงบวกระหว่างรังสีของมันเองกับรังสีที่ต้าน ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีในตัวเองของพื้นผิวโลกกับการสะท้อนกลับของบรรยากาศเรียกว่าการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ (Ee):

อี \u003d เอซ - เอซ่า (3)

การแลกเปลี่ยนความร้อนจากแสงอาทิตย์บนโลก

การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพคือการสูญเสียพลังงานการแผ่รังสีสุทธิ และด้วยเหตุนี้ความร้อนจากพื้นผิวโลก ความร้อนที่ไหลออกสู่อวกาศคือ 1.60 GJ / (m2 * ปี) หรือ 15% ของรังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงขอบบนของบรรยากาศ (ลูกศร E3 ในรูปที่ 9.1) ในละติจูดพอสมควร พื้นผิวโลกสูญเสียความร้อนประมาณครึ่งหนึ่งของปริมาณความร้อนที่ได้รับจากการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพผ่านการแผ่รังสี

การแผ่รังสีของบรรยากาศมีความซับซ้อนมากกว่าการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก อย่างแรก ตามกฎของ Kirchhoff พลังงานจะถูกปล่อยออกมาจากก๊าซที่ดูดซับพลังงานเท่านั้น เช่น ไอน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ และโอโซน ประการที่สอง การแผ่รังสีของก๊าซแต่ละชนิดมีลักษณะเฉพาะที่ซับซ้อน เนื่องจากปริมาณไอน้ำลดลงตามความสูง ชั้นบรรยากาศที่แผ่รังสีอย่างแรงที่สุดจึงอยู่ที่ระดับความสูง 6-10 กม. การแผ่รังสีคลื่นยาวของชั้นบรรยากาศเข้าสู่โลกในอวกาศ EA=5.54 GJ/(m2*ปี) ซึ่งคิดเป็น 52% ของการไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์ไปยังขอบบนของบรรยากาศ การแผ่รังสีคลื่นยาวของพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศที่เข้าสู่อวกาศเรียกว่าการแผ่รังสีขาออกของสหภาพยุโรป โดยรวมแล้วจะเท่ากับ 7.14 GJ/(m2*year) หรือ 67% ของการไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์

แทนที่ค่าที่พบของ So, Soa, Sop, Ee และ Ea เป็นสมการ (1) เราได้ - ?Sz = 0, คือรังสีที่ส่งออกพร้อมกับรังสีคลื่นสั้นที่สะท้อนและกระเจิง Soz ชดเชย การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์มายังโลก กล่าวอีกนัยหนึ่ง โลกพร้อมกับชั้นบรรยากาศสูญเสียรังสีมากเท่าที่มันได้รับ ดังนั้น อยู่ในสภาวะสมดุลการแผ่รังสี

สมดุลทางความร้อนของโลกได้รับการยืนยันจากการสังเกตอุณหภูมิในระยะยาว: อุณหภูมิเฉลี่ยของโลกแตกต่างกันไปเล็กน้อยในแต่ละปี และแทบจะไม่เปลี่ยนแปลงจากระยะเวลาระยะยาวหนึ่งไปอีกช่วงหนึ่ง