WÄRMEBILANZ DER ERDE
die Bilanz der Erde, das Verhältnis von Aufnahme und Verbrauch von Energie (Strahlung und Wärme) auf der Erdoberfläche, in der Atmosphäre und im System Erde-Atmosphäre. Die Hauptenergiequelle für die überwiegende Mehrheit physikalischer, chemischer und biologischer Prozesse in der Atmosphäre, Hydrosphäre und den oberen Schichten der Lithosphäre ist die Sonnenstrahlung, daher sind die Verteilung und das Verhältnis der Komponenten von T. b. Charakterisieren Sie seine Transformationen in diesen Schalen.
T.b. sind private Formulierungen des Energieerhaltungssatzes und werden für einen Ausschnitt der Erdoberfläche (T. b. der Erdoberfläche) zusammengestellt; für eine vertikale Säule, die durch die Atmosphäre (T. b. Atmosphäre) geht; für dieselbe Säule, die durch die Atmosphäre und die oberen Schichten der Lithosphäre oder der Hydrosphäre (T. b. das System Erde-Atmosphäre) verläuft.
Gleichung T. b. Erdoberfläche: R + P + F0 + LE 0 ist die algebraische Summe der Energieflüsse zwischen einem Element der Erdoberfläche und dem umgebenden Raum. Diese Ströme beinhalten die Strahlungsbilanz (oder Reststrahlung) R - die Differenz zwischen der absorbierten kurzwelligen Sonnenstrahlung und der langwelligen effektiven Strahlung von der Erdoberfläche. Der positive oder negative Wert der Strahlungsbilanz wird durch mehrere Wärmeströme kompensiert. Da die Temperatur der Erdoberfläche normalerweise nicht gleich der Lufttemperatur ist, entsteht zwischen dem Untergrund und der Atmosphäre ein Wärmefluss P. Ein ähnlicher Wärmefluss F 0 wird zwischen der Erdoberfläche und tieferen Schichten der Litho- oder Hydrosphäre beobachtet. Dabei wird der Wärmestrom im Erdreich durch die molekulare Wärmeleitfähigkeit bestimmt, während in Gewässern die Wärmeübertragung in der Regel mehr oder weniger turbulent ist. Der Wärmefluss F 0 zwischen der Oberfläche des Reservoirs und seinen tieferen Schichten ist numerisch gleich der Änderung des Wärmeinhalts des Reservoirs über ein gegebenes Zeitintervall und der Wärmeübertragung durch Strömungen im Reservoir. Wesentlicher Wert in T. b. Die Erdoberfläche hat üblicherweise einen Verdunstungswärmeverbrauch LE, der als Produkt aus der Masse des verdunsteten Wassers E und der Verdunstungswärme L definiert ist. Der Wert von LE hängt von der Befeuchtung der Erdoberfläche, ihrer Temperatur ab , Luftfeuchtigkeit und die Intensität der turbulenten Wärmeübertragung in der Oberflächenluftschicht, die die Übertragungsgeschwindigkeit von Wasserdampf von der Erdoberfläche in die Atmosphäre bestimmt.
Gleichung T. b. Atmosphäre hat die Form: Ra + Lr + P + Fa D W.
T.b. Atmosphäre setzt sich aus ihrer Strahlungsbilanz R a zusammen; Wärmezufuhr oder -abgabe Lr bei Phasenumwandlungen von Wasser in der Atmosphäre (r ist die Niederschlagssumme); die Ankunft oder der Verbrauch von Wärme P aufgrund des turbulenten Wärmeaustauschs der Atmosphäre mit der Erdoberfläche; die Ankunft oder der Verlust von Wärme Fa, verursacht durch den Wärmeaustausch durch die vertikalen Wände der Säule, was mit geordneten atmosphärischen Bewegungen und Makroturbulenzen verbunden ist. Außerdem ist in der Gleichung T. b. Atmosphäre enthält einen Term DW, der der Änderung des Wärmeinhalts innerhalb der Säule entspricht.
Gleichung T. b. Systeme Erde - Atmosphäre entspricht der algebraischen Summe der Terme der Gleichungen T. b. Erdoberfläche und Atmosphäre. Bestandteile von T. b. Erdoberfläche und Atmosphäre für verschiedene Regionen der Erde werden durch meteorologische Beobachtungen (an aktinometrischen Stationen, an speziellen Stationen am Himmel und auf meteorologischen Satelliten der Erde) oder durch klimatologische Berechnungen bestimmt.
Die durchschnittlichen Breitengrade der Komponenten von T. b. die Erdoberfläche für Ozeane, Land und Erde und T. b. Atmosphären sind in den Tabellen 1, 2 angegeben, wo die Werte der Mitglieder von T. b. werden als positiv gewertet, wenn sie dem Eintreffen von Wärme entsprechen. Da sich diese Tabellen auf durchschnittliche Jahresbedingungen beziehen, enthalten sie keine Begriffe, die Änderungen des Wärmegehalts der Atmosphäre und der oberen Schichten der Lithosphäre charakterisieren, da sie für diese Bedingungen nahe Null sind.
Für die Erde als Planet gilt zusammen mit der Atmosphäre das Schema von T. b. in Abb. gezeigt. Ein Sonnenstrahlungsfluss von durchschnittlich etwa 250 kcal/cm 2 pro Jahr pro Flächeneinheit der äußeren Begrenzung der Atmosphäre, wovon etwa 167 kcal/cm 2 pro Jahr von der Erde absorbiert werden (Pfeil Q s in Abb. ). Die Erdoberfläche erreicht kurzwellige Strahlung, die 126 kcal / cm 2 pro Jahr entspricht; Davon werden 18 kcal/cm 2 pro Jahr reflektiert und 108 kcal/cm 2 pro Jahr von der Erdoberfläche absorbiert (Pfeil Q). Die Atmosphäre absorbiert 59 kcal / cm 2 pro Jahr an kurzwelliger Strahlung, also viel weniger als die Erdoberfläche. Die effektive langwellige Strahlung der Erdoberfläche beträgt 36 kcal/cm 2 pro Jahr (Pfeil I), somit beträgt die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche 72 kcal/cm 2 pro Jahr. Die langwellige Strahlung der Erde in den Weltall beträgt 167 kcal/cm 2 pro Jahr (Pfeil Is). Somit erhält die Erdoberfläche etwa 72 kcal/cm 2 pro Jahr Strahlungsenergie, die teilweise für die Verdunstung von Wasser verbraucht wird (Kreis LE) und teilweise durch turbulente Wärmeübertragung an die Atmosphäre zurückgegeben wird (Pfeil P).
Tab. ein . - Wärmebilanz der Erdoberfläche, kcal / cm 2 Jahr
Breitengrad, Grad
Erddurchschnitt
70-60 nördlicher Breite
0-10 südlicher Breite
Erde als Ganzes
Angaben zu den Bestandteilen von T. b. werden bei der Entwicklung vieler Probleme der Klimatologie, Landhydrologie und Ozeanologie verwendet; sie werden verwendet, um numerische Modelle der Klimatheorie zu untermauern und die Ergebnisse der Anwendung dieser Modelle empirisch zu überprüfen. Materialien über T. b. spielen eine wichtige Rolle bei der Untersuchung des Klimawandels, sie werden auch bei Berechnungen der Verdunstung von der Oberfläche von Flusseinzugsgebieten, Seen, Meeren und Ozeanen, bei Studien zum Energieregime von Meeresströmungen, zur Untersuchung von Schnee- und Eisbedeckungen verwendet , in der Pflanzenphysiologie zum Studium der Transpiration und Photosynthese, in der Tierphysiologie zum Studium des thermischen Regimes lebender Organismen. Daten über T. b. wurden auch verwendet, um die geografische Zoneneinteilung in den Werken des sowjetischen Geographen A. A. Grigoriev zu untersuchen.
Tab. 2. - Wärmebilanz der Atmosphäre, kcal/cm2 Jahr
Breitengrad, Grad
70-60 nördlicher Breite
0-10 südlicher Breite
Erde als Ganzes
Lit.: Atlas der Wärmebilanz der Erde, hrsg. M. I. Budyko, Moskau, 1963. Budyko M.I., Klima und Leben, L., 1971; Grigoriev A. A., Muster der Struktur und Entwicklung der geografischen Umgebung, M., 1966.
M. I. Budyko.
Große Sowjetische Enzyklopädie, TSB. 2012
Siehe auch Interpretationen, Synonyme, Wortbedeutungen und was ist EARTH HEAT BALANCE auf Russisch in Wörterbüchern, Enzyklopädien und Nachschlagewerken:
- ERDE
LANDWIRTSCHAFTLICHE ZWECKE - Land, das für die Bedürfnisse der Landwirtschaft bereitgestellt oder für diese bestimmt ist ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ERHOLUNGSZWECK - Land, das gemäß dem festgelegten Verfahren zugewiesen wurde und für die organisierte Massenerholung und den Tourismus der Bevölkerung bestimmt und genutzt wird. Zu ihnen … - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
UMWELTZWECK - Ländereien von Reservaten (mit Ausnahme der Jagd); Verbots- und Laichzonen; Land, das von Wäldern besetzt ist, die Schutzfunktionen erfüllen; Sonstiges … - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
NATURSCHUTZFONDS - Ländereien von Naturschutzgebieten, Naturdenkmälern, natürlichen (nationalen) und dendrologischen, botanischen Gärten. Die Zusammensetzung des Z.p.-z.f. umfasst Grundstücke mit... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
SCHADEN - siehe SCHADEN AN DER ERDE ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
GESUNDHEITSZWECK - Grundstücke mit natürlichen Heilfaktoren (Mineralquellen, Heilschlammvorkommen, klimatische und andere Bedingungen), günstige ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ALLGEMEINE VERWENDUNG - in Städten, Gemeinden und ländlichen Siedlungen - als Kommunikationsmittel genutzte Flächen (Plätze, Straßen, Gassen, ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
GRUNDSTÜCKSPREIS - siehe GRUNDSTÜCKSVERORDNUNGSPREIS… - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
SIEDLUNGEN - siehe STÄDTISCHES LAND ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
GEMEINSCHAFT - siehe GEMEINSCHAFT DES LANDES ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
FOREST FUND - bewaldetes Land sowie. nicht mit Wald bedeckt, sondern für den Bedarf der Forst- und Forstwirtschaft vorgesehen ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
HISTORISCHER UND KULTURELLER ZWECK - Grundstücke, auf denen (und in denen) Denkmäler der Geschichte und Kultur stehen, Sehenswürdigkeiten, einschließlich der erklärten ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
RESERVE - alle Ländereien, die nicht für Eigentum, Besitz, Nutzung und Pacht vorgesehen sind. Dazu gehören Ländereien, Eigentum, Besitztümer … - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
EISENBAHNVERKEHR - unentgeltlich zur dauerhaften (unbeschränkten) Nutzung an Unternehmen und Institutionen des Eisenbahnverkehrs zur Durchführung übertragener ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
FÜR DIE VERTEIDIGUNGSBEDÜRFNISSE - Ländereien, die für die Platzierung und ständige Tätigkeit von Militäreinheiten, Institutionen, militärischen Bildungseinrichtungen, Unternehmen und Organisationen der Streitkräfte vorgesehen sind ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
URBAN - siehe URBAN LAND ... - ERDE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
WASSERFONDS - Gebiete, die von Stauseen, Gletschern, Sümpfen besetzt sind, mit Ausnahme der Tundra- und Wald-Tundra-Zonen, hydraulischen und anderen Wassereinrichtungen; a … - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ARBEITSRESSOURCEN - eine Bilanz der Verfügbarkeit und Nutzung von Arbeitsressourcen, erstellt unter Berücksichtigung ihrer Wiederauffüllung und Entsorgung, Beschäftigung, Produktivität ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
PASSIVES HANDELN - siehe PASSIVES HANDELSBILANZ… - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
HANDEL AKTIV - siehe AKTIVER HANDEL ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
HANDEL - siehe HANDELSBILANZ; AUSSENHANDEL … - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
LAUFENDE GESCHÄFTE - eine Bilanz, die die Nettoexporte des Staates zeigt, gleich dem Volumen der Exporte von Waren und Dienstleistungen abzüglich der Importe, zuzüglich der Netto ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
KONSOLIDIERUNG - siehe KONZERNBILANZ ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
BALANCE - siehe BALANCE BALANCE ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
GESCHÄTZT - siehe GESCHÄTZT ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
TRENNUNG - siehe TRENNUNG BALANCE ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ARBEITSZEIT - ein Gleichgewicht, das die Ressourcen der Arbeitszeit der Mitarbeiter des Unternehmens und ihre Verwendung für verschiedene Arten von Arbeit charakterisiert. Präsentiert als … - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ZAHLUNG AKTUELL siehe AKTUELLER BILANZ ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ZAHLUNGEN FÜR LAUFENDE GESCHÄFTE - siehe ZAHLUNGSBILANZ FÜR LAUFENDE GESCHÄFTE ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ZAHLUNG PASSIV. siehe PASSIVE ZAHLUNGSBILANZ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
AUSSENHANDELSZAHLUNGEN - siehe AUSSENHANDELSZAHLUNGSBILANZ ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ZAHLUNG AKTIV - siehe ZAHLUNGSBILANZ AKTIV ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ZAHLUNG - siehe ZAHLUNG ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ZAHLUNGEN ZUR ABRECHNUNG - der Saldo der bargeldlosen Abrechnungen für Zahlungsverpflichtungen oder gegenseitige Ansprüche ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
PASSIVES HANDELN (ZAHLEN) - siehe PASSIVES HANDELN (ZAHLEN) ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
ANLAGEVERMÖGEN - eine Bilanz, in der Bargeldanlagen unter Berücksichtigung ihrer Abschreibung und Veräußerung sowie neu eingeführter Mittel verglichen werden ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
BRANCHENÜBERGREIFEND - siehe BRANCHENÜBERGREIFEND ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
MATERIAL - siehe MATERIAL ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
LIQUIDATION - siehe LIQUIDATION ... - BALANCE im Lexikon der Wirtschaftsbegriffe:
EINNAHMEN UND AUFWENDUNGEN - eine Finanzbilanz, in deren Abschnitten die Quellen und Beträge der Einnahmen und Ausgaben für einen bestimmten Zeitraum angegeben sind ... - BALANCE in der Großen Sowjetischen Enzyklopädie, TSB:
(Französisch balance, wörtlich - Waage, von lateinisch bilanx - mit zwei Gewichtsschalen), 1) Balance, Balancieren. 2) Ein System von Indikatoren, die ... - ERDE
Alte russische Regionen bildeten sich in der Nähe der alten Städte. Z., oft weit von der Stadt entfernt, war Eigentum seiner Einwohner und immer ... - BALANCE im Lexikon von Brockhaus und Euphron:
Rechnungssaldo. In der Buchhaltung von B. wird ein Soll-Haben-Gleichgewicht hergestellt, und das Konto von B. wird als Eingang unterschieden, wenn Handelsbücher geöffnet sind, und ... - BALANCE im enzyklopädischen Wörterbuch:
ich a, pl. nein, m. 1. Das Verhältnis der miteinander verbundenen Indikatoren einer Aktivität, eines Prozesses. B. Produktion und Konsum. und die Handelsbilanz...
Gehen wir zunächst auf die thermischen Bedingungen der Erdoberfläche und der obersten Erdschichten und Gewässer ein. Dies ist notwendig, da die unteren Schichten der Atmosphäre vor allem durch Strahlungs- und strahlungslosen Wärmeaustausch mit den oberen Erd- und Wasserschichten erwärmt und gekühlt werden. Daher werden Temperaturänderungen in den unteren Schichten der Atmosphäre hauptsächlich durch Änderungen der Temperatur der Erdoberfläche bestimmt und folgen diesen Änderungen.
Die Erdoberfläche, d. h. die Erd- oder Wasseroberfläche (sowie Vegetation, Schnee, Eisdecke), erhält und gibt Wärme kontinuierlich auf verschiedene Weise ab. Durch die Erdoberfläche wird Wärme nach oben – in die Atmosphäre und nach unten – in den Boden oder das Wasser übertragen.
Zunächst gelangen die Gesamtstrahlung und die Gegenstrahlung der Atmosphäre auf die Erdoberfläche. Sie werden mehr oder weniger stark von der Oberfläche absorbiert, d.h. sie erhitzen die oberen Erd- und Wasserschichten. Gleichzeitig strahlt die Erdoberfläche selbst ab und verliert dabei Wärme.
Zweitens gelangt Wärme von oben, aus der Atmosphäre, durch Wärmeleitung an die Erdoberfläche. Ebenso entweicht Wärme von der Erdoberfläche in die Atmosphäre. Durch Wärmeleitung verlässt die Wärme auch die Erdoberfläche in den Boden und das Wasser oder gelangt aus der Tiefe des Bodens und des Wassers an die Erdoberfläche.
Drittens nimmt die Erdoberfläche Wärme auf, wenn Wasserdampf aus der Luft darauf kondensiert, oder verliert im Gegenteil Wärme, wenn Wasser aus ihr verdunstet. Im ersten Fall wird latente Wärme freigesetzt, im zweiten Fall geht Wärme in einen latenten Zustand über.
In jedem Zeitraum geht von der Erdoberfläche die gleiche Wärmemenge auf und ab, die sie während dieser Zeit von oben und unten erhält. Andernfalls wäre der Energieerhaltungssatz nicht erfüllt: Man müsste annehmen, dass Energie auf der Erdoberfläche entsteht oder verschwindet. Es ist jedoch möglich, dass beispielsweise mehr Wärme nach oben kommt, als von oben kam; In diesem Fall sollte die überschüssige Wärmeübertragung durch die Ankunft von Wärme an der Oberfläche aus der Tiefe des Bodens oder Wassers abgedeckt werden.
Die algebraische Summe aller Wärmeeinnahmen und -ausgaben auf der Erdoberfläche sollte also gleich Null sein. Dies wird durch die Gleichung der Wärmebilanz der Erdoberfläche ausgedrückt.
Um diese Gleichung aufzustellen, kombinieren wir zunächst die absorbierte Strahlung und die effektive Strahlung zu einer Strahlungsbilanz.
Wir bezeichnen die Ankunft von Wärme aus der Luft oder ihre Rückgabe an die Luft durch die Wärmeleitfähigkeit mit P. Die gleiche Einnahme oder den gleichen Verbrauch durch Wärmeaustausch mit tieferen Erd- oder Wasserschichten bezeichnen wir mit A. Der Wärmeverlust bei der Verdunstung oder dessen Ankunft während der Kondensation auf der Erdoberfläche wird mit LE bezeichnet, wobei L die spezifische Verdampfungswärme und E die Masse des verdunsteten oder kondensierten Wassers ist.
Man kann auch sagen, dass die Bedeutung der Gleichung darin besteht, dass das Strahlungsgleichgewicht auf der Erdoberfläche durch strahlungslose Wärmeübertragung ausgeglichen wird (Abb. 5.1).
Gleichung (1) gilt für einen beliebigen Zeitraum, einschließlich für viele Jahre.
Die Tatsache, dass die Wärmebilanz der Erdoberfläche Null ist, bedeutet nicht, dass sich die Oberflächentemperatur nicht ändert. Bei nach unten gerichtetem Wärmetransport verbleibt die Wärme, die von oben an die Oberfläche kommt und diese tief hinein verlässt, zu einem großen Teil in der obersten Erd- oder Wasserschicht (in der sogenannten Wirkschicht). Die Temperatur dieser Schicht und damit die Temperatur der Erdoberfläche steigt ebenfalls an. Im Gegensatz dazu entweicht beim Wärmetransport durch die Erdoberfläche von unten nach oben in die Atmosphäre vor allem Wärme aus der aktiven Schicht, wodurch die Oberflächentemperatur sinkt.
Von Tag zu Tag und von Jahr zu Jahr variiert die Durchschnittstemperatur der aktiven Schicht und der Erdoberfläche an jedem Ort nur wenig. Das bedeutet, dass tagsüber fast so viel Wärme in die Tiefe des Bodens oder Wassers gelangt, wie sie es nachts verlässt. Trotzdem geht die Hitze an Sommertagen etwas mehr nach unten, als sie von unten kommt. Dadurch werden die Boden- und Wasserschichten und damit deren Oberfläche Tag für Tag aufgeheizt. Im Winter findet der umgekehrte Vorgang statt. Diese saisonalen Änderungen des Wärmeeintrags – Wärmeverbrauchs in Boden und Wasser gleichen sich über das Jahr nahezu aus, und die durchschnittliche Jahrestemperatur der Erdoberfläche und der aktiven Schicht schwankt von Jahr zu Jahr kaum.
Wärmebilanz der Erde- das Verhältnis von Energieeinnahme und -verbrauch (Strahlung und Wärme) auf der Erdoberfläche, in der Atmosphäre und im System Erde-Atmosphäre. Die Hauptenergiequelle für die überwiegende Mehrheit der physikalischen, chemischen und biologischen Prozesse in der Atmosphäre, der Hydrosphäre und in den oberen Schichten der Lithosphäre ist die Sonnenstrahlung, daher charakterisieren die Verteilung und das Verhältnis der Wärmehaushaltskomponenten ihre Umwandlungen in diesen Schalen.
Die Wärmebilanz ist eine besondere Formulierung des Energieerhaltungssatzes und wird für einen Ausschnitt der Erdoberfläche erstellt (Wärmebilanz der Erdoberfläche); für eine vertikale Säule, die durch die Atmosphäre verläuft (Wärmebilanz der Atmosphäre); für dieselbe Säule, die durch die Atmosphäre und die oberen Schichten der Lithosphäre oder der Hydrosphäre verläuft (thermisches Gleichgewicht des Systems Erde-Atmosphäre).
Die Gleichung für den Wärmehaushalt der Erdoberfläche:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
stellt die algebraische Summe der Energieflüsse zwischen einem Element der Erdoberfläche und dem umgebenden Raum dar. In dieser Formel:
R - Strahlungsbilanz, die Differenz zwischen der absorbierten kurzwelligen Sonnenstrahlung und der langwelligen effektiven Strahlung von der Erdoberfläche.
P ist der Wärmefluss, der zwischen der darunter liegenden Oberfläche und der Atmosphäre auftritt;
F0 - Wärmefluss wird zwischen der Erdoberfläche und tieferen Schichten der Lithosphäre oder Hydrosphäre beobachtet;
LE - Wärmeverbrauch für die Verdampfung, der als Produkt aus der Masse des verdampften Wassers E und der Verdampfungswärme L Wärmebilanz definiert ist
Diese Ströme umfassen die Strahlungsbilanz (oder Reststrahlung) R - die Differenz zwischen der absorbierten kurzwelligen Sonnenstrahlung und der langwelligen effektiven Strahlung von der Erdoberfläche. Der positive oder negative Wert der Strahlungsbilanz wird durch mehrere Wärmeströme kompensiert. Da die Temperatur der Erdoberfläche normalerweise nicht gleich der Lufttemperatur ist, entsteht zwischen dem Untergrund und der Atmosphäre ein Wärmefluss P. Ein ähnlicher Wärmefluss F0 wird zwischen der Erdoberfläche und tieferen Schichten der Litho- oder Hydrosphäre beobachtet. Dabei wird der Wärmestrom im Erdreich durch die molekulare Wärmeleitfähigkeit bestimmt, während in Gewässern die Wärmeübertragung in der Regel mehr oder weniger turbulent ist. Der Wärmefluss F0 zwischen der Oberfläche des Reservoirs und seinen tieferen Schichten ist numerisch gleich der Änderung des Wärmeinhalts des Reservoirs über ein bestimmtes Zeitintervall und der Wärmeübertragung durch Strömungen im Reservoir. In der Wärmebilanz der Erdoberfläche ist meist der Verdunstungswärmeverbrauch LE von Bedeutung, der als Produkt aus der Masse des verdunsteten Wassers E und der Verdunstungswärme L definiert ist. Der Wert von LE hängt von der Befeuchtung ab die Erdoberfläche, ihre Temperatur, Luftfeuchtigkeit und die Intensität der turbulenten Wärmeübertragung in der Oberflächenluftschicht, die die Übertragungsrate von Wasserdampf von der Erdoberfläche in die Atmosphäre bestimmt.
Die Wärmebilanzgleichung der Atmosphäre hat die Form:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
wobei ΔW die Änderung des Wärmeinhalts innerhalb der vertikalen Wand der atmosphärischen Säule ist.
Die Wärmebilanz der Atmosphäre setzt sich zusammen aus ihrer Strahlungsbilanz Ra; Wärmezufuhr oder -abgabe Lr bei Phasenumwandlungen von Wasser in der Atmosphäre (r ist die Niederschlagssumme); die Ankunft oder der Verbrauch von Wärme P aufgrund des turbulenten Wärmeaustauschs der Atmosphäre mit der Erdoberfläche; Wärmegewinn oder -verlust Fa, verursacht durch Wärmeaustausch durch die vertikalen Wände der Säule, was mit geordneten atmosphärischen Bewegungen und Makroturbulenzen verbunden ist. Außerdem enthält die Gleichung für die Wärmebilanz der Atmosphäre den Term ΔW, der gleich der Änderung des Wärmeinhalts innerhalb der Säule ist.
Die Wärmebilanzgleichung für das System Erde-Atmosphäre entspricht der algebraischen Summe der Terme der Gleichungen für die Wärmebilanz von Erdoberfläche und Atmosphäre. Die Komponenten des Wärmehaushalts der Erdoberfläche und Atmosphäre für verschiedene Regionen der Erde werden durch meteorologische Beobachtungen (an aktinometrischen Stationen, an speziellen Wärmebilanzstationen, auf meteorologischen Satelliten der Erde) oder durch klimatologische Berechnungen ermittelt.
Die durchschnittlichen Breitenwerte der Komponenten des Wärmehaushalts der Erdoberfläche für Ozeane, Land und Erde und des Wärmehaushalts der Atmosphäre sind in Tabellen angegeben, wobei die Werte der Terme des Wärmehaushalts berücksichtigt werden positiv, wenn sie der Ankunft von Wärme entsprechen. Da sich diese Tabellen auf durchschnittliche Jahresbedingungen beziehen, enthalten sie keine Begriffe, die Änderungen des Wärmegehalts der Atmosphäre und der oberen Schichten der Lithosphäre charakterisieren, da sie für diese Bedingungen nahe Null sind.
Für die Erde als Planet zusammen mit der Atmosphäre ist das Wärmebilanzschema in Abb. Ein Sonnenstrahlungsfluss entspricht im Mittel etwa 250 kcal/cm 2 pro Jahr pro Flächeneinheit der äußeren Begrenzung der Atmosphäre, wovon etwa 1/3 in den Weltall reflektiert wird, und 167 kcal/cm 2 pro Jahr beträgt von der Erde absorbiert
Wärmeaustausch spontaner irreversibler Prozess der Wärmeübertragung im Weltraum aufgrund eines ungleichmäßigen Temperaturfeldes. Im allgemeinen Fall kann die Wärmeübertragung auch durch die Inhomogenität der Felder anderer physikalischer Größen verursacht werden, beispielsweise durch den Konzentrationsunterschied (Diffusionsthermoeffekt). Es gibt drei Arten der Wärmeübertragung: Wärmeleitfähigkeit, Konvektion und Strahlungswärmeübertragung (in der Praxis wird die Wärmeübertragung normalerweise von allen 3 Arten gleichzeitig durchgeführt). Die Wärmeübertragung bestimmt oder begleitet viele Prozesse in der Natur (z. B. die Entwicklung von Sternen und Planeten, meteorologische Prozesse auf der Erdoberfläche usw.). in Technik und Alltag. In vielen Fällen wird beispielsweise bei der Untersuchung der Prozesse der Trocknung, Verdunstungskühlung, Diffusion der Wärmetransport zusammen mit dem Stofftransport betrachtet. Die Wärmeübertragung zwischen zwei Kühlmitteln durch eine feste Wand, die sie trennt, oder durch die Grenzfläche zwischen ihnen wird als Wärmeübertragung bezeichnet.
Wärmeleitfähigkeit eine der Arten der Wärmeübertragung (Energie der thermischen Bewegung von Mikropartikeln) von stärker erhitzten Körperteilen zu weniger erhitzten, was zu einem Temperaturausgleich führt. Bei der Wärmeleitfähigkeit erfolgt die Energieübertragung im Körper durch direkte Energieübertragung von energiereicheren Teilchen (Moleküle, Atome, Elektronen) auf energieärmere Teilchen. Ist die relative Änderung der Wärmeleitfähigkeitstemperatur im Abstand der mittleren freien Weglänge l klein, so ist das Grundgesetz der Wärmeleitfähigkeit (Fourier-Gesetz) erfüllt: Die Wärmestromdichte q ist proportional zum Temperaturgradienten grad T , also (17)
wobei λ die Wärmeleitfähigkeit oder einfach Wärmeleitfähigkeit ist, nicht von grad T abhängt [λ hängt vom Aggregatzustand des Stoffes (siehe Tabelle), seiner atomaren und molekularen Struktur, Temperatur und Druck, Zusammensetzung (bei a Mischung oder Lösung).
Das Minuszeichen auf der rechten Seite der Gleichung zeigt an, dass die Richtung des Wärmestroms und der Temperaturgradient einander entgegengesetzt sind.
Das Verhältnis des Q-Wertes zur Querschnittsfläche F wird als spezifische Wärmestromdichte oder Wärmelast bezeichnet und mit dem Buchstaben q bezeichnet.
(18)
Die Werte des Wärmeleitfähigkeitskoeffizienten λ für einige Gase, Flüssigkeiten und Feststoffe bei einem Atmosphärendruck von 760 mm Hg werden aus den Tabellen ausgewählt.
Wärmeübertragung. Wärmeübertragung zwischen zwei Kühlmitteln durch eine feste Wand, die sie trennt, oder durch die Grenzfläche zwischen ihnen. Die Wärmeübertragung umfasst die Wärmeübertragung von einem heißeren Fluid zur Wand, die Wärmeleitfähigkeit in der Wand, die Wärmeübertragung von der Wand zu einem kälteren sich bewegenden Medium. Die Intensität der Wärmeübertragung während der Wärmeübertragung wird durch einen Wärmeübertragungskoeffizienten k gekennzeichnet, der numerisch gleich der Wärmemenge ist, die pro Zeiteinheit bei einer Temperaturdifferenz zwischen Flüssigkeiten von 1 K durch eine Wandoberflächeneinheit übertragen wird; Dimension k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Der Wert R, der Kehrwert des Wärmeübergangskoeffizienten, wird als Gesamtwärmewiderstandswärmeübergang bezeichnet. Beispielsweise R einer einschichtigen Wand
,
wobei α1 und α2 die Wärmeübergangskoeffizienten von der heißen Flüssigkeit zur Wandoberfläche und von der Wandoberfläche zur kalten Flüssigkeit sind; δ - Wandstärke; λ ist der Wärmeleitfähigkeitskoeffizient. In den meisten in der Praxis anzutreffenden Fällen wird der Wärmedurchgangskoeffizient empirisch ermittelt. In diesem Fall werden die erhaltenen Ergebnisse durch die ähnlichkeitstheoretischen Methoden verarbeitet
Strahlungswärmeübertragung - Strahlungswärmeübertragung erfolgt als Ergebnis der Umwandlungsprozesse der inneren Energie der Materie in Strahlungsenergie, der Übertragung von Strahlungsenergie und ihrer Absorption durch Materie. Der Ablauf von Strahlungswärmeübertragungsprozessen wird durch die räumliche Anordnung der wärmetauschenden Körper zueinander und die Eigenschaften des diese Körper trennenden Mediums bestimmt. Der wesentliche Unterschied zwischen der Strahlungswärmeübertragung und anderen Arten der Wärmeübertragung (Wärmeleitung, Konvektionswärmeübertragung) besteht darin, dass sie auch ohne ein die Wärmeübertragungsflächen trennendes stoffliches Medium erfolgen kann, da sie durch die Ausbreitung elektromagnetischer Strahlung.
Die beim Prozess der Strahlungswärmeübertragung auf die Oberfläche eines undurchsichtigen Körpers einfallende Strahlungsenergie, die durch den Wert des einfallenden Strahlungsflusses Qfall gekennzeichnet ist, wird teilweise vom Körper absorbiert und teilweise von seiner Oberfläche reflektiert (siehe Abb.).
Der Fluss der absorbierten Strahlung Qabs wird durch die Beziehung bestimmt:
Qabs \u003d Ein Qpad, (20)
wobei A die Absorptionskapazität des Körpers ist. Aufgrund der Tatsache, dass für einen undurchsichtigen Körper
Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)
wobei Qotr der von der Oberfläche des Körpers reflektierte Strahlungsfluss ist, dieser letzte Wert ist gleich:
Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)
wobei 1 - A \u003d R das Reflexionsvermögen des Körpers ist. Wenn die Absorptionskapazität eines Körpers 1 ist und daher sein Reflexionsvermögen 0 ist, das heißt, der Körper absorbiert die gesamte auf ihn einfallende Energie, dann spricht man von einem absolut schwarzen Körper.Jeder Körper, dessen Temperatur vom absoluten Nullpunkt verschieden ist, gibt Energie ab aufgrund der Körpererwärmung. Diese Strahlung wird als körpereigene Strahlung bezeichnet und ist durch den Fluss der eigenen Strahlung Qe gekennzeichnet. Die Eigenstrahlung, bezogen auf eine Einheit der Körperoberfläche, wird als Flussdichte der Eigenstrahlung oder als Emissionsgrad des Körpers bezeichnet. Letztere ist nach dem Stefan-Boltzmann-Strahlungsgesetz proportional zur Körpertemperatur in vierter Potenz. Das Verhältnis des Emissionsgrades eines Körpers zum Emissionsgrad eines vollständig schwarzen Körpers bei gleicher Temperatur wird als Schwärzungsgrad bezeichnet. Für alle Körper ist der Schwärzungsgrad kleiner als 1. Wenn es für einen Körper nicht von der Wellenlänge der Strahlung abhängt, dann wird ein solcher Körper grau genannt. Die Art der Verteilung der Strahlungsenergie eines grauen Körpers über Wellenlängen ist die gleiche wie die eines absolut schwarzen Körpers, dh sie wird durch das Plancksche Strahlungsgesetz beschrieben. Der Schwärzungsgrad eines grauen Körpers entspricht seinem Absorptionsvermögen.
Die Oberfläche jedes Körpers, der in das System eintritt, sendet reflektierte Strahlung Qotr und seine eigene Strahlung Qcob aus; Die Gesamtenergiemenge, die die Körperoberfläche verlässt, wird als effektiver Strahlungsfluss Qeff bezeichnet und wird durch die Beziehung bestimmt:
Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)
Ein Teil der vom Körper absorbierten Energie kehrt in Form seiner eigenen Strahlung zum System zurück, sodass das Ergebnis der Strahlungswärmeübertragung als Differenz zwischen den Flüssen seiner eigenen und der absorbierten Strahlung dargestellt werden kann. Wert
Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)
heißt resultierender Strahlungsfluss und gibt an, wie viel Energie ein Körper pro Zeiteinheit durch Strahlungswärmeübertragung aufnimmt oder verliert. Der resultierende Strahlungsfluss kann auch ausgedrückt werden als
Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)
dh als Differenz zwischen dem Gesamtverbrauch und der Gesamtankunft von Strahlungsenergie auf der Körperoberfläche. Daher angesichts dessen
Qpad = (Qcob - Qpez) / A, (26)
erhalten wir einen Ausdruck, der in Berechnungen der Strahlungswärmeübertragung weit verbreitet ist:
Die Aufgabe der Berechnung des Strahlungswärmeübergangs besteht in der Regel darin, die resultierenden Strahlungsflüsse auf allen in einem gegebenen System enthaltenen Oberflächen zu finden, wenn die Temperaturen und optischen Eigenschaften all dieser Oberflächen bekannt sind. Um dieses Problem zu lösen, ist es zusätzlich zu der letzten Beziehung notwendig, die Beziehung zwischen dem Fluss Qinc auf einer gegebenen Oberfläche und den Flüssen Qeff auf allen Oberflächen, die in dem Strahlungswärmeaustauschsystem enthalten sind, herauszufinden. Um diese Beziehung zu finden, wird das Konzept des mittleren Strahlungswinkelkoeffizienten verwendet, der angibt, auf welchen Bruchteil der halbkugelförmigen (d. h. innerhalb der Halbkugel in alle Richtungen emittierten) Strahlung einer bestimmten Oberfläche, die in dem Strahlungswärmetauschsystem enthalten ist, fällt diese Oberfläche. Somit ist der Fluss Qfall auf allen Oberflächen des Strahlungswärmetauschsystems definiert als die Summe der Produkte Qeff aller Oberflächen (einschließlich der gegebenen, falls sie konkav ist) und der entsprechenden Strahlungswinkelkoeffizienten.
Die Strahlungswärmeübertragung spielt eine bedeutende Rolle bei Wärmeübertragungsprozessen, die bei Temperaturen von etwa 1000 °C und darüber stattfinden. Es ist in verschiedenen Bereichen der Technik weit verbreitet: in der Metallurgie, der thermischen Energietechnik, der Kernenergietechnik, der Raketentechnik, der Chemietechnik, der Trocknungstechnik und der Solartechnik.
Wärmebilanz des Systems Erde-Atmosphäre
1. Die Erde als Ganzes, die Atmosphäre im Besonderen und die Erdoberfläche befinden sich in einem Zustand des thermischen Gleichgewichts, wenn man die Verhältnisse über einen langen Zeitraum (ein Jahr oder besser mehrere Jahre) betrachtet. Ihre Durchschnittstemperaturen ändern sich von Jahr zu Jahr kaum und bleiben von einer Langzeitperiode zur anderen nahezu unverändert. Daraus folgt, dass Wärmezufuhr und Wärmeverlust über einen ausreichend langen Zeitraum gleich oder nahezu gleich sind.
Die Erde erhält Wärme durch die Absorption von Sonnenstrahlung in der Atmosphäre und insbesondere auf der Erdoberfläche. Es verliert Wärme, indem es langwellige Strahlung von der Erdoberfläche und der Atmosphäre in den Weltall emittiert. Beim thermischen Gleichgewicht der Erde als Ganzes müssen der Zufluss von Sonnenstrahlung (bis zur oberen Grenze der Atmosphäre) und die Rückstrahlung von der oberen Grenze der Atmosphäre zum Weltall gleich sein. Mit anderen Worten, am oberen Rand der Atmosphäre muss ein Strahlungsgleichgewicht herrschen, also eine Strahlungsbilanz gleich Null.
Die Atmosphäre gewinnt und verliert Wärme, indem sie Sonnen- und Erdstrahlung absorbiert und ihre Strahlung nach oben und unten abgibt. Außerdem tauscht es strahlungslos Wärme mit der Erdoberfläche aus. Durch Wärmeleitung wird Wärme von der Erdoberfläche an die Luft oder umgekehrt übertragen. Schließlich wird Wärme für die Verdunstung von Wasser von der darunter liegenden Oberfläche aufgewendet; dann wird es in die Atmosphäre freigesetzt, wenn Wasserdampf kondensiert. All diese Wärmeströme, die in die und aus der Atmosphäre geleitet werden, müssen sich über lange Zeit ausgleichen.
Reis. 37. Wärmehaushalt der Erde, Atmosphäre und Erdoberfläche. 1 - kurzwellige Strahlung, II - langwellige Strahlung, III - Nichtstrahlungsaustausch.
An der Erdoberfläche schließlich gleichen sich der Wärmeeintrag durch Absorption von Sonnen- und Atmosphärenstrahlung, die Wärmeabgabe durch Strahlung der Erdoberfläche selbst und der strahlungslose Wärmeaustausch zwischen ihr und der Atmosphäre aus.
2. Nehmen wir die in die Atmosphäre einfallende Sonnenstrahlung mit 100 Einheiten an (Abb. 37). Davon werden 23 Einheiten von den Wolken zurückgeworfen und gehen in den Weltall, 20 Einheiten werden von der Luft und den Wolken absorbiert und erwärmen dadurch die Atmosphäre. Weitere 30 Strahlungseinheiten werden in die Atmosphäre abgegeben und 8 Einheiten davon gehen in den Weltall. 27 Einheiten direkte und 22 Einheiten diffuse Strahlung erreichen die Erdoberfläche. Davon werden 25 + 20 = 45 Einheiten absorbiert und erwärmen die oberen Erd- und Wasserschichten und 2 + 2 = 4 Einheiten werden in den Weltraum reflektiert.
Von der oberen Grenze der Atmosphäre gehen also 23 + 8 + 4 = 35 Einheiten zurück in den Weltraum<неиспользованной>Sonnenstrahlung, d.h. 35% ihres Einfalls an die Grenze der Atmosphäre. Dieser Wert (35%) wird, wie wir bereits wissen, die Albedo der Erde genannt. Um das Strahlungsgleichgewicht an der oberen Grenze der Atmosphäre aufrechtzuerhalten, müssen weitere 65 Einheiten langwelliger Strahlung von der Erdoberfläche durch sie hindurchgehen.
3. Wenden wir uns nun der Erdoberfläche zu. Wie bereits erwähnt, absorbiert es 45 Einheiten direkter und diffuser Sonnenstrahlung. Zusätzlich wird ein langwelliger Strahlungsfluss aus der Atmosphäre auf die Erdoberfläche gerichtet. Die Atmosphäre strahlt je nach ihren Temperaturverhältnissen 157 Energieeinheiten ab. Von diesen 157 Einheiten sind 102 auf die Erdoberfläche gerichtet und werden von ihr absorbiert, und 55 gehen in den Weltall. Somit absorbiert die Erdoberfläche zusätzlich zu 45 Einheiten kurzwelliger Sonnenstrahlung doppelt so viel langwellige atmosphärische Strahlung. Insgesamt erhält die Erdoberfläche durch die Absorption von Strahlung 147 Wärmeeinheiten.
Offensichtlich sollte es im thermischen Gleichgewicht die gleiche Menge verlieren. Durch seine eigene langwellige Strahlung verliert es 117 Einheiten. Weitere 23 Wärmeeinheiten verbraucht die Erdoberfläche bei der Verdunstung von Wasser. Schließlich verliert die Oberfläche durch Wärmeleitung beim Wärmeaustausch zwischen der Erdoberfläche und der Atmosphäre 7 Wärmeeinheiten (Wärme verlässt sie in großen Mengen in der Atmosphäre, wird jedoch durch die Rückübertragung kompensiert, die nur 7 Einheiten beträgt weniger).
Insgesamt verliert die Erdoberfläche also 117 + 23 + + 7 = 147 Wärmeeinheiten, also die gleiche Menge, die sie durch die Aufnahme von Sonnen- und Atmosphärenstrahlung erhält.
Von den 117 Einheiten langwelliger Strahlung der Erdoberfläche werden 107 Einheiten von der Atmosphäre absorbiert und 10 Einheiten gelangen über die Atmosphäre hinaus in den Weltall.
4. Lassen Sie uns nun die Berechnung für die Atmosphäre durchführen. Es wird oben gesagt, dass es 20 Einheiten Sonnenstrahlung, 107 Einheiten Erdstrahlung, 23 Einheiten Kondensationswärme und 7 Einheiten beim Wärmeaustausch mit der Erdoberfläche absorbiert. Das ergibt insgesamt 20 + 107 + 23 + 7 = 157 Energieeinheiten, also so viel, wie die Atmosphäre selbst abstrahlt.
Schließlich wenden wir uns wieder der oberen Oberfläche der Atmosphäre zu. Durch ihn kommen 100 Einheiten Sonnenstrahlung und gehen 35 Einheiten reflektierte und gestreute Sonnenstrahlung, 10 Einheiten terrestrische Strahlung und 55 Einheiten atmosphärische Strahlung zurück, also insgesamt 100 Einheiten. Auch am oberen Rand der Atmosphäre herrscht also ein Gleichgewicht zwischen Energiezufuhr und -rückgabe, und hier nur Strahlungsenergie. Es gibt keine anderen Mechanismen des Wärmeaustauschs zwischen der Erde und dem Weltall außer Strahlungsprozessen.
Alle angegebenen Zahlen sind auf Basis von keineswegs erschöpfenden Beobachtungen errechnet. Daher sollten sie nicht als absolut genau betrachtet werden. Sie wurden mehr als einmal geringfügigen Änderungen unterzogen, die jedoch nichts am Wesen der Berechnung ändern.
5. Beachten wir, dass die Atmosphäre und die Erdoberfläche getrennt betrachtet viel mehr Wärme abstrahlen, als sie gleichzeitig Sonnenstrahlung absorbieren. Das mag unverständlich erscheinen. Aber im Grunde ist es ein gegenseitiger Austausch, ein gegenseitiges<перекачка>Strahlung. Beispielsweise verliert die Erdoberfläche am Ende gar nicht 117 Strahlungseinheiten, sondern erhält 102 Einheiten durch Absorption von Gegenstrahlung zurück; der Nettoverlust beträgt nur 117-102=15 Einheiten. Nur 65 Einheiten terrestrischer und atmosphärischer Strahlung gehen durch die obere Grenze der Atmosphäre in den Weltraum. Der Einstrom von 100 Einheiten Sonnenstrahlung an die Grenze der Atmosphäre gleicht gerade den Nettostrahlungsverlust der Erde durch Reflexion (35) und Strahlung (65) aus.
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Gehen wir zunächst auf die thermischen Bedingungen der Erdoberfläche und der obersten Erdschichten und Gewässer ein. Dies ist notwendig, da die unteren Schichten der Atmosphäre vor allem durch Strahlungs- und strahlungslosen Wärmeaustausch mit den oberen Erd- und Wasserschichten erwärmt und gekühlt werden. Daher werden Temperaturänderungen in den unteren Schichten der Atmosphäre hauptsächlich durch Änderungen der Temperatur der Erdoberfläche bestimmt und folgen diesen Änderungen.
Die Erdoberfläche, d.h. Die Oberfläche von Boden oder Wasser (sowie Vegetation, Schnee, Eisdecke) nimmt kontinuierlich und auf unterschiedliche Weise Wärme auf und gibt sie wieder ab. Durch die Erdoberfläche wird Wärme nach oben – in die Atmosphäre und nach unten – in den Boden oder das Wasser übertragen.
Zunächst gelangen die Gesamtstrahlung und die Gegenstrahlung der Atmosphäre auf die Erdoberfläche. Sie werden von der Oberfläche mehr oder weniger stark absorbiert, d.h. dienen der Erwärmung der oberen Erd- und Wasserschichten. Gleichzeitig strahlt die Erdoberfläche selbst und verliert dadurch Wärme.
Zweitens gelangt Wärme von oben, aus der Atmosphäre, durch turbulente Wärmeleitung an die Erdoberfläche. Ebenso entweicht Wärme von der Erdoberfläche in die Atmosphäre. Durch Wärmeleitung verlässt die Wärme auch die Erdoberfläche in den Boden und das Wasser oder gelangt aus der Tiefe des Bodens und des Wassers an die Erdoberfläche.
Drittens nimmt die Erdoberfläche Wärme auf, wenn Wasserdampf aus der Luft darauf kondensiert, oder verliert Wärme, wenn Wasser aus ihr verdunstet. Im ersten Fall wird latente Wärme freigesetzt, im zweiten geht Wärme in einen latenten Zustand über.
Auf weniger wichtige Prozesse (z. B. die Wärmeabgabe für das Schmelzen von oberflächlich liegendem Schnee oder die Ausbreitung von Wärme in die Tiefe des Bodens zusammen mit Niederschlagswasser) gehen wir nicht ein.
Betrachten wir die Erdoberfläche als idealisierte geometrische Fläche ohne Dicke, deren Wärmekapazität also gleich Null ist. Dann ist klar, dass zu jeder Zeit die gleiche Wärmemenge von der Erdoberfläche auf- und abgeht, die sie in der gleichen Zeit von oben und unten erhält. Wenn wir nicht die Oberfläche, sondern eine Schicht der Erdoberfläche betrachten, kann es natürlich sein, dass die ein- und ausgehenden Wärmeströme nicht gleich sind. In diesem Fall wird der Überschuss der einströmenden Wärmeströme über die ausgehenden Ströme gemäß dem Energieerhaltungssatz zum Heizen dieser Schicht und im umgekehrten Fall zum Kühlen dieser Schicht verwendet.
Also muss die algebraische Summe aller Wärmezu- und -abflüsse auf der Erdoberfläche gleich Null sein – das ist die Gleichung für die Wärmebilanz der Erdoberfläche. Um die Wärmebilanzgleichung aufzustellen, kombinieren wir die absorbierte Strahlung und die effektive Strahlung in der Strahlungsbilanz:
B = (S Sünde h + D)(1 – EIN) – E s .
Die Ankunft von Wärme aus der Luft oder ihre Abgabe an die Luft durch Wärmeleitung wird mit dem Buchstaben bezeichnet R. Derselbe Ertrag bzw. Verbrauch durch Wärmeaustausch mit tieferen Erd- oder Wasserschichten wird mit G bezeichnet. Der Wärmeverlust bei der Verdunstung bzw. dessen Ankunft bei der Kondensation an der Erdoberfläche wird bezeichnet LE, wo L ist die spezifische Verdampfungswärme und E ist die Masse des verdunsteten oder kondensierten Wassers. Erinnern wir uns an eine weitere Komponente - die für photosynthetische Prozesse aufgewendete Energie - PAR ist jedoch im Vergleich zum Rest sehr gering, daher wird sie in den meisten Fällen nicht in der Gleichung angegeben. Dann nimmt die Gleichung für den Wärmehaushalt der Erdoberfläche Gestalt an
BEIM+ R+ G + LE + Q PAR = 0 bzw BEIM+ R+ G + LE = 0
Es kann auch angemerkt werden, dass die Bedeutung der Gleichung darin besteht, dass das Strahlungsgleichgewicht auf der Erdoberfläche durch strahlungslose Wärmeübertragung ausgeglichen wird.
Die Wärmebilanzgleichung ist für jeden Zeitraum gültig, auch für einen mehrjährigen Zeitraum.
Die Tatsache, dass die Wärmebilanz der Erdoberfläche Null ist, bedeutet nicht, dass sich die Oberflächentemperatur nicht ändert. Richtet sich die Wärmeübertragung nach unten, dann verbleibt die Wärme, die von oben an die Oberfläche kommt und diese tief hinein verlässt, zu einem großen Teil in der obersten Erd- oder Wasserschicht – in der sogenannten Aktivschicht. Die Temperatur dieser Schicht und damit auch die Temperatur der Erdoberfläche steigt an. Wenn Wärme von unten nach oben durch die Erdoberfläche in die Atmosphäre übertragen wird, entweicht zunächst Wärme aus der aktiven Schicht, wodurch die Oberflächentemperatur sinkt.
Von Tag zu Tag und von Jahr zu Jahr variiert die Durchschnittstemperatur der aktiven Schicht und der Erdoberfläche an jedem Ort nur wenig. Das bedeutet, dass tagsüber so viel Wärme in die Tiefe des Bodens oder Wassers gelangt, wie sie es nachts verlässt. Da im Sommer tagsüber mehr Wärme nach unten geht als von unten kommt, erwärmen sich die Erd- und Wasserschichten und deren Oberfläche von Tag zu Tag. Im Winter findet der umgekehrte Vorgang statt. Jahreszeitliche Veränderungen der Wärmeein- und -abgabe in Boden und Wasser gleichen sich über das Jahr nahezu aus, und die Jahresmitteltemperatur der Erdoberfläche und der aktiven Schicht schwankt von Jahr zu Jahr kaum.
Es gibt starke Unterschiede in den Erwärmungs- und Wärmeeigenschaften der Oberflächenschichten des Bodens und der oberen Schichten der Wasserbecken. Im Boden breitet sich Wärme vertikal durch molekulare Wärmeleitung aus, und in leicht bewegtem Wasser auch durch turbulente Vermischung von Wasserschichten, was viel effizienter ist. Turbulenzen in Gewässern entstehen hauptsächlich durch Wellen und Strömungen. Nachts und in der kalten Jahreszeit gesellt sich zu solchen Turbulenzen thermische Konvektion hinzu: An der Oberfläche abgekühltes Wasser sinkt aufgrund der erhöhten Dichte nach unten und wird durch wärmeres Wasser aus den unteren Schichten ersetzt. In den Ozeanen und Meeren spielt auch die Verdunstung eine Rolle bei der Durchmischung der Schichten und dem damit verbundenen Wärmetransport. Bei starker Verdunstung von der Meeresoberfläche wird die obere Wasserschicht salzhaltiger und damit dichter, wodurch das Wasser von der Oberfläche in die Tiefe absinkt. Außerdem dringt Strahlung im Vergleich zum Boden tiefer in Wasser ein. Schließlich ist die Wärmekapazität von Wasser größer als die von Erde, und die gleiche Wärmemenge erwärmt eine Wassermasse auf eine niedrigere Temperatur als die gleiche Masse von Erde.
Infolgedessen erstrecken sich die täglichen Temperaturschwankungen im Wasser auf eine Tiefe von etwa zehn Metern und im Boden auf weniger als einen Meter. Jährliche Temperaturschwankungen im Wasser reichen bis zu einer Tiefe von Hunderten von Metern und im Boden - nur 10–20 m.
Die Wärme, die tagsüber und im Sommer an die Wasseroberfläche gelangt, dringt also in eine beträchtliche Tiefe ein und erwärmt eine große Dicke des Wassers. Gleichzeitig steigt die Temperatur der oberen Schicht und der Wasseroberfläche selbst nur wenig an. Im Boden verteilt sich die einströmende Wärme in einer dünnen Deckschicht, die sehr heiß ist. Mitglied G in der Wärmebilanzgleichung für Wasser ist viel größer als für Boden, und P entsprechend weniger.
Nachts und im Winter verliert das Wasser Wärme aus der Oberflächenschicht, aber stattdessen kommt die angesammelte Wärme aus den darunter liegenden Schichten. Daher nimmt die Temperatur an der Wasseroberfläche langsam ab. An der Bodenoberfläche sinkt die Temperatur während der Wärmeübertragung schnell: Die in der dünnen oberen Schicht gespeicherte Wärme verlässt sie schnell und verlässt sie, ohne von unten nachgefüllt zu werden.
Dadurch ist tagsüber und im Sommer die Temperatur an der Bodenoberfläche höher als die Temperatur an der Wasseroberfläche; Nachts und im Winter niedriger. Das bedeutet, dass die täglichen und jährlichen Temperaturschwankungen an der Bodenoberfläche größer und viel größer sind als an der Wasseroberfläche.
Aufgrund dieser Unterschiede in der Wärmeverteilung sammelt das Wasserbecken in der warmen Jahreszeit eine große Menge Wärme in einer ausreichend dicken Wasserschicht, die in der kalten Jahreszeit an die Atmosphäre abgegeben wird. Der Boden gibt während der warmen Jahreszeit nachts den größten Teil der Wärme ab, die er tagsüber erhält, und speichert wenig davon im Winter. Dadurch ist die Lufttemperatur über dem Meer im Sommer niedriger und im Winter höher als über Land.
| Inhaltsverzeichnis |
|---|
| Klimatologie und Meteorologie |
| DIDAKTISCHER PLAN |
| Meteorologie und Klimatologie |
| Atmosphäre, Wetter, Klima |
| Meteorologische Beobachtungen |
| Anwendung von Karten |
| Wetterdienst und Weltorganisation für Meteorologie (WMO) |
| Klimabildende Prozesse |
| Astronomische Faktoren |
| Geophysikalische Faktoren |
| Meteorologische Faktoren |
| Über Sonneneinstrahlung |
| Thermisches und Strahlungsgleichgewicht der Erde |
| direkte Sonneneinstrahlung |
| Änderungen der Sonneneinstrahlung in der Atmosphäre und auf der Erdoberfläche |
| Phänomene der Strahlungsstreuung |
| Gesamtstrahlung, reflektierte Sonnenstrahlung, absorbierte Strahlung, PAR, Albedo der Erde |
| Strahlung der Erdoberfläche |
| Gegenstrahlung oder Gegenstrahlung |
| Strahlungsbilanz der Erdoberfläche |
| Geographische Verteilung der Strahlungsbilanz |
| Luftdruck und barisches Feld |
| Drucksysteme |
| Druckschwankungen |
| Luftbeschleunigung durch barischen Gradienten |
| Die ablenkende Kraft der Erdrotation |
| Geostrophischer und Gradientenwind |
| barisches Windgesetz |
| Fronten in der Atmosphäre |
| Thermisches Regime der Atmosphäre |
| Thermisches Gleichgewicht der Erdoberfläche |
| Tägliche und jährliche Temperaturschwankungen an der Bodenoberfläche |
| Luftmassentemperaturen |
| Jährliche Amplitude der Lufttemperatur |
| kontinentales Klima |
| Bewölkung und Niederschlag |
| Verdunstung und Sättigung |
| Feuchtigkeit |
| Geografische Verteilung der Luftfeuchtigkeit |
| atmosphärische Kondensation |
| Wolken |
| Internationale Cloud-Klassifizierung |
| Bewölkung, ihre tägliche und jährliche Schwankung |
| Niederschlag aus Wolken (Niederschlagsklassifikation) |
| Merkmale des Niederschlagsregimes |
| Der jährliche Niederschlagsverlauf |
| Klimatische Bedeutung der Schneedecke |
| Atmosphärenchemie |
| Die chemische Zusammensetzung der Erdatmosphäre |
| Chemische Zusammensetzung von Wolken |
| Chemische Zusammensetzung des Niederschlags |
Um den Erwärmungs- und Abkühlungsgrad verschiedener Erdoberflächen richtig einzuschätzen, die Verdunstung für zu berechnen, Änderungen des Feuchtigkeitsgehalts im Boden zu bestimmen, Methoden zur Vorhersage des Gefrierens zu entwickeln und auch den Einfluss von Rekultivierungsarbeiten auf die klimatischen Bedingungen der zu bewerten Oberflächenluftschicht werden Daten zum Wärmehaushalt der Erdoberfläche benötigt.
Die Erdoberfläche nimmt kontinuierlich Wärme auf und gibt sie wieder ab, da sie verschiedenen Strömen kurz- und langwelliger Strahlung ausgesetzt ist. Durch die mehr oder weniger starke Aufnahme von Gesamtstrahlung und Gegenstrahlung erwärmt sich die Erdoberfläche und gibt langwellige Strahlung ab, wodurch sie an Wärme verliert. Der Wert, der den Wärmeverlust der Erde charakterisiert
Oberfläche ist die effektive Strahlung. Sie ist gleich der Differenz zwischen der Eigenstrahlung der Erdoberfläche und der Gegenstrahlung der Atmosphäre. Da die Gegenstrahlung der Atmosphäre immer etwas geringer ist als die der Erde, ist diese Differenz positiv. Tagsüber wird die effektive Strahlung durch die absorbierte kurzwellige Strahlung blockiert. Nachts, in Abwesenheit von kurzwelliger Sonnenstrahlung, senkt effektive Strahlung die Temperatur der Erdoberfläche. Bei bewölktem Wetter ist die effektive Strahlung aufgrund der Zunahme der Gegenstrahlung der Atmosphäre viel geringer als bei klarem Wetter. Weniger und nächtliche Abkühlung der Erdoberfläche. In mittleren Breiten verliert die Erdoberfläche durch effektive Strahlung etwa die Hälfte der Wärmemenge, die sie durch absorbierte Strahlung erhält.
Der Einfall und Verbrauch von Strahlungsenergie wird durch den Wert der Strahlungsbilanz der Erdoberfläche abgeschätzt. Es ist gleich der Differenz zwischen absorbierter und effektiver Strahlung, davon hängt der thermische Zustand der Erdoberfläche ab - ihre Erwärmung oder Abkühlung. Tagsüber ist sie fast immer positiv, d.h. die Wärmezufuhr übersteigt den Verbrauch. Nachts ist die Strahlungsbilanz negativ und gleich der effektiven Strahlung. Die Jahreswerte der Strahlungsbilanz der Erdoberfläche sind mit Ausnahme der höchsten Breiten überall positiv. Diese überschüssige Wärme wird zur Erwärmung der Atmosphäre durch turbulente Wärmeleitung, zur Verdunstung und zum Wärmeaustausch mit tieferen Erd- oder Wasserschichten aufgewendet.
Betrachtet man die Temperaturverhältnisse über einen längeren Zeitraum (ein Jahr oder besser mehrere Jahre), so befinden sich die Erdoberfläche, die Atmosphäre separat und das System „Erde-Atmosphäre“ im thermischen Gleichgewicht. Ihre Durchschnittstemperatur variiert von Jahr zu Jahr nur wenig. Gemäß dem Energieerhaltungssatz können wir davon ausgehen, dass die algebraische Summe der Wärmeströme, die auf die Erdoberfläche kommen und sie verlassen, gleich Null ist. Das ist die Gleichung für den Wärmehaushalt der Erdoberfläche. Seine Bedeutung ist, dass die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche durch strahlungslose Wärmeübertragung ausgeglichen wird. Die Wärmebilanzgleichung berücksichtigt in der Regel (wegen ihrer Kleinheit) solche Flüsse wie Wärmeübertragung durch Niederschlag, Energieverbrauch für Photosynthese, Wärmegewinn aus Biomasseoxidation sowie Wärmeverbrauch für das Schmelzen von Eis oder Schnee, Wärmegewinn durch gefrierendes Wasser.
Auch die Wärmebilanz des Systems „Erde-Atmosphäre“ ist über lange Zeit gleich Null, d. h. die Erde als Planet befindet sich im thermischen Gleichgewicht: Die am oberen Rand der Atmosphäre ankommende Sonnenstrahlung wird durch die abgehende Strahlung ausgeglichen die Atmosphäre von der oberen Grenze der Atmosphäre.
Wenn wir die an die obere Grenze kommende Luft als 100 % annehmen, dann werden 32 % dieser Menge in die Atmosphäre abgegeben. Davon gehen 6 % zurück in den Weltraum. Folglich gelangen 26 % als Streustrahlung an die Erdoberfläche; 18 % der Strahlung werden von Ozon und Aerosolen absorbiert und zur Erwärmung der Atmosphäre verwendet; 5 % werden von Wolken absorbiert; 21 % der Strahlung entweicht durch Reflexion an Wolken in den Weltraum. Somit beträgt die auf die Erdoberfläche einfallende Strahlung 50 %, wovon 24 % direkte Strahlung sind; 47 % werden von der Erdoberfläche absorbiert und 3 % der einfallenden Strahlung werden zurück ins All reflektiert. Dadurch entweichen 30 % der Sonnenstrahlung von der Obergrenze der Atmosphäre in den Weltraum. Dieser Wert wird als planetare Albedo der Erde bezeichnet. Für das System Erde-Atmosphäre gehen 30 % der reflektierten und gestreuten Sonnenstrahlung, 5 % der terrestrischen Strahlung und 65 % der atmosphärischen Strahlung, also nur 100 %, durch die obere Grenze der Atmosphäre in den Weltraum zurück.
