KESEIMBANGAN PANAS BUMI
keseimbangan Bumi, rasio pendapatan dan konsumsi energi (radiant dan termal) di permukaan bumi, di atmosfer dan dalam sistem atmosfer-Bumi. Sumber energi utama untuk sebagian besar proses fisik, kimia, dan biologi di atmosfer, hidrosfer, dan lapisan atas litosfer adalah radiasi matahari, sehingga distribusi dan rasio komponen T. b. cirikan transformasinya dalam cangkang ini.
T.b. adalah rumusan pribadi dari hukum kekekalan energi dan disusun untuk suatu bagian dari permukaan bumi (T. b. dari permukaan bumi); untuk kolom vertikal yang melewati atmosfer (T. b. atmosfer); untuk kolom yang sama yang melewati atmosfer dan lapisan atas litosfer atau hidrosfer (T. b. sistem atmosfer-Bumi).
Persamaan T. b. permukaan bumi: R + P + F0 + LE 0 adalah jumlah aljabar aliran energi antara elemen permukaan bumi dan ruang sekitarnya. Aliran ini termasuk keseimbangan radiasi (atau radiasi sisa) R - perbedaan antara radiasi matahari gelombang pendek yang diserap dan radiasi efektif gelombang panjang dari permukaan bumi. Nilai positif atau negatif dari keseimbangan radiasi dikompensasi oleh beberapa fluks panas. Karena suhu permukaan bumi biasanya tidak sama dengan suhu udara, fluks panas P muncul antara permukaan di bawahnya dan atmosfer. Fluks panas serupa F 0 diamati antara permukaan bumi dan lapisan yang lebih dalam dari litosfer atau hidrosfer. Dalam hal ini, fluks panas di tanah ditentukan oleh konduktivitas termal molekuler, sedangkan di badan air, perpindahan panas, sebagai suatu peraturan, lebih atau kurang turbulen. Fluks panas F 0 antara permukaan reservoir dan lapisan yang lebih dalam secara numerik sama dengan perubahan kandungan panas reservoir selama interval waktu tertentu dan perpindahan panas oleh arus di reservoir. Nilai Esensial dalam T. b. permukaan bumi biasanya memiliki konsumsi panas untuk penguapan LE, yang didefinisikan sebagai produk dari massa air yang menguap E dan panas penguapan L. Nilai LE tergantung pada kelembaban permukaan bumi, suhunya , kelembaban udara dan intensitas perpindahan panas turbulen di lapisan udara permukaan, yang menentukan laju perpindahan uap air dari permukaan bumi ke atmosfer.
Persamaan T. b. atmosfer memiliki bentuk: Ra + Lr + P + Fa D W.
T.b. atmosfer terdiri dari keseimbangan radiasi R a ; masukan atau keluaran panas Lr selama transformasi fase air di atmosfer (r adalah jumlah curah hujan); kedatangan atau konsumsi panas P, karena pertukaran panas yang turbulen dari atmosfer dengan permukaan bumi; kedatangan atau kehilangan panas F a yang disebabkan oleh pertukaran panas melalui dinding vertikal kolom, yang dikaitkan dengan pergerakan atmosfer dan makroturbulensi yang teratur. Selain itu, pada persamaan T. b. atmosfer termasuk istilah DW, sama dengan perubahan kandungan panas di dalam kolom.
Persamaan T. b. sistem Bumi - atmosfer sesuai dengan jumlah aljabar dari istilah persamaan T. b. permukaan bumi dan atmosfer. Komponen T. b. Permukaan dan atmosfer bumi untuk berbagai wilayah di dunia ditentukan oleh pengamatan meteorologi (di stasiun aktinometrik, di stasiun khusus di langit, dan di satelit meteorologi Bumi) atau dengan perhitungan klimatologi.
Nilai rata-rata garis lintang komponen T. b. permukaan bumi untuk lautan, daratan dan bumi, dan T. b. atmosfer diberikan dalam tabel 1, 2, di mana nilai-nilai anggota T. b. dianggap positif jika sesuai dengan kedatangan panas. Karena tabel-tabel ini mengacu pada kondisi tahunan rata-rata, mereka tidak memasukkan istilah yang mencirikan perubahan kandungan panas atmosfer dan lapisan atas litosfer, karena untuk kondisi ini mendekati nol.
Untuk Bumi sebagai planet, bersama dengan atmosfer, skema T. b. ditunjukkan pada gambar. Fluks radiasi matahari sama dengan rata-rata sekitar 250 kkal/cm2 per tahun per satuan permukaan batas luar atmosfer, di mana sekitar 167 kkal/cm2 diserap oleh Bumi per tahun (panah Q s pada Gambar. ). Permukaan bumi mencapai radiasi gelombang pendek, sebesar 126 kkal / cm 2 per tahun; 18 kkal/cm 2 per tahun dari jumlah ini tercermin, dan 108 kkal/cm 2 per tahun diserap oleh permukaan bumi (panah Q). Atmosfer menyerap 59 kkal / cm 2 per tahun radiasi gelombang pendek, yaitu jauh lebih sedikit daripada permukaan bumi. Radiasi gelombang panjang efektif permukaan bumi adalah 36 kkal/cm 2 per tahun (panah I), sehingga neraca radiasi permukaan bumi adalah 72 kkal/cm 2 per tahun. Radiasi gelombang panjang Bumi ke ruang dunia sama dengan 167 kkal/cm 2 per tahun (panah Is). Dengan demikian, permukaan bumi menerima sekitar 72 kkal / cm 2 per tahun energi radiasi, yang sebagian dihabiskan untuk penguapan air (lingkaran LE) dan sebagian dikembalikan ke atmosfer melalui perpindahan panas turbulen (panah P).
tab. satu . - Neraca panas permukaan bumi, kkal / cm 2 tahun
Lintang, derajat
rata-rata bumi
70-60 lintang utara
0-10 lintang selatan
Bumi secara keseluruhan
Data komponen T. b. digunakan dalam pengembangan banyak masalah klimatologi, hidrologi darat, dan oseanologi; mereka digunakan untuk mendukung model numerik teori iklim dan untuk menguji secara empiris hasil penerapan model ini. Materi tentang T. b. memainkan peran penting dalam studi perubahan iklim, mereka juga digunakan dalam perhitungan penguapan dari permukaan cekungan sungai, danau, laut dan samudera, dalam studi rezim energi arus laut, untuk studi penutup salju dan es , dalam fisiologi tumbuhan untuk mempelajari transpirasi dan fotosintesis, dalam fisiologi hewan untuk mempelajari rezim termal organisme hidup. Data tentang T. b. juga digunakan untuk mempelajari zonasi geografis dalam karya-karya ahli geografi Soviet A. A. Grigoriev.
tab. 2. - Keseimbangan panas atmosfer, kkal/cm2 tahun
Lintang, derajat
70-60 lintang utara
0-10 lintang selatan
Bumi secara keseluruhan
Lit.: Atlas neraca panas bola dunia, ed. M.I. Budyko.Moskow, 1963. Budyko M.I., Iklim dan kehidupan, L., 1971; Grigoriev A. A., Pola struktur dan perkembangan lingkungan geografis, M., 1966.
M.I.Budyko.
Ensiklopedia Besar Soviet, TSB. 2012
Lihat juga interpretasi, sinonim, arti kata, dan apa itu KESEIMBANGAN PANAS BUMI dalam bahasa Rusia dalam kamus, ensiklopedia, dan buku referensi:
- BUMI
TUJUAN PERTANIAN - tanah yang disediakan untuk kebutuhan pertanian atau diperuntukan untuk ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
TUJUAN REKREASI - tanah yang dialokasikan sesuai dengan prosedur yang ditetapkan, dimaksudkan dan digunakan untuk rekreasi massal dan pariwisata penduduk yang terorganisir. Ke mereka … - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
TUJUAN LINGKUNGAN - tanah cadangan (dengan pengecualian berburu); zona terlarang dan pemijahan; lahan yang ditempati oleh hutan yang melakukan fungsi perlindungan; lainnya … - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
DANA CADANGAN ALAM - tanah cagar alam, monumen alam, alam (nasional) dan dendrologis, kebun raya. Komposisi Z.p.-z.f. termasuk tanah dengan... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
KERUSAKAN - lihat KERUSAKAN BUMI ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
TUJUAN KESEHATAN - plot tanah dengan faktor penyembuhan alami (mata air mineral, endapan lumpur terapeutik, iklim dan kondisi lainnya), ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PENGGUNAAN UMUM - di kota besar, kota kecil dan pemukiman pedesaan - tanah yang digunakan sebagai sarana komunikasi (alun-alun, jalan, gang, ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
HARGA TANAH - lihat HARGA PERATURAN TANAH… - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PERMUKIMAN - lihat TANAH PERKOTAAN ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
MUNICIPALISASI - lihat MUNICIPALISASI TANAH ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
FOREST FUND - tanah yang tertutup hutan, serta. tidak ditutupi dengan hutan, tetapi disediakan untuk kebutuhan kehutanan dan kehutanan ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
TUJUAN SEJARAH DAN BUDAYA - tanah di mana (dan di mana) monumen sejarah dan budaya, tempat-tempat menarik berada, termasuk yang dinyatakan ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
RESERVE - semua tanah tidak disediakan untuk kepemilikan, kepemilikan, penggunaan dan sewa. termasuk tanah, kepemilikan, harta… - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
TRANSPORTASI KERETA API - tanah federal disediakan secara gratis untuk penggunaan permanen (tidak terbatas) kepada perusahaan dan lembaga transportasi kereta api untuk implementasi ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
UNTUK KEBUTUHAN PERTAHANAN - tanah yang disediakan untuk penempatan dan kegiatan permanen satuan militer, lembaga, lembaga pendidikan militer, perusahaan dan organisasi Angkatan Bersenjata ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
URBAN - lihat TANAH PERKOTAAN ... - BUMI dalam Kamus Istilah Ekonomi:
DANA AIR - tanah yang ditempati oleh waduk, gletser, rawa, dengan pengecualian zona tundra dan hutan-tundra, fasilitas hidrolik dan air lainnya; sebuah … - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
SUMBER DAYA KERJA - keseimbangan ketersediaan dan penggunaan sumber daya tenaga kerja, disusun dengan mempertimbangkan pengisian dan pembuangannya, pekerjaan, produktivitas ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
TRADING PASSIVE - lihat SALDO TRADING PASIF… - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
TRADING AKTIF - lihat TRADING AKTIF ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PERDAGANGAN - lihat SALDO PERDAGANGAN; PERDAGANGAN LUAR NEGERI … - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
OPERASI LANCAR - keseimbangan yang menunjukkan ekspor bersih negara, sama dengan volume ekspor barang dan jasa dikurangi impor, dengan penambahan ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
KONSOLIDASI - lihat SALDO KONSOLIDASI ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
SALDO - lihat SALDO SALDO ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
ESTIMASI - lihat ESTIMASI ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PEMISAHAN - lihat PEMISAHAN SALDO ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
WAKTU KERJA - keseimbangan yang mencirikan sumber daya waktu kerja karyawan perusahaan dan penggunaannya untuk berbagai jenis pekerjaan. Disajikan sebagai… - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
LANCAR PEMBAYARAN lihat SALDO LANCAR ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PEMBAYARAN UNTUK OPERASI LANCAR - lihat NERACA PEMBAYARAN UNTUK OPERASI LANCAR ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PEMBAYARAN PASIF. lihat SALDO PEMBAYARAN PASIF... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PEMBAYARAN PERDAGANGAN LUAR NEGERI - lihat NERACA PEMBAYARAN PERDAGANGAN LUAR NEGERI ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PEMBAYARAN AKTIF - lihat SALDO PEMBAYARAN AKTIF ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PEMBAYARAN - lihat PEMBAYARAN ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PEMBAYARAN UNTUK PENYELESAIAN KLIRING - saldo penyelesaian non tunai untuk kewajiban pembayaran atau saling klaim ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
TRADING PASIF (PAYING) - lihat TRADING PASIF (PAYING) ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
ASET TETAP - neraca yang membandingkan aset tetap tunai, dengan mempertimbangkan penyusutan dan pelepasannya, dan dana yang baru diperkenalkan ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
ANTAR CABANG - lihat ANTAR CABANG ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
BAHAN - lihat BAHAN ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
LIKUIDASI - lihat LIKUIDASI ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Istilah Ekonomi:
PENDAPATAN DAN BEBAN - neraca keuangan, di mana sumber dan jumlah pendapatan dan pengeluaran ditunjukkan untuk periode tertentu ... - KESEIMBANGAN dalam Ensiklopedia Besar Soviet, TSB:
(Keseimbangan Prancis, secara harfiah - timbangan, dari bilanx Latin - memiliki dua mangkuk berat), 1) keseimbangan, keseimbangan. 2) Sebuah sistem indikator yang ... - BUMI
Wilayah Rusia kuno terbentuk di dekat kota-kota tua. Z., seringkali untuk jarak yang sangat jauh dari kota, adalah milik penduduknya dan selalu ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Ensiklopedis Brockhaus dan Euphron:
saldo akuntansi. Dalam akuntansi B., keseimbangan dibuat antara debit dan kredit, dan akun B. dibedakan masuk, jika buku komersial dibuka, dan ... - KESEIMBANGAN dalam Kamus Ensiklopedis:
saya, pl. tidak, m. 1. Rasio indikator yang saling terkait dari beberapa aktivitas, proses. B.produksi dan konsumsi. dan neraca perdagangan...
Mari kita pertimbangkan terlebih dahulu kondisi termal permukaan bumi dan lapisan paling atas dari tanah dan badan air. Ini diperlukan karena lapisan atmosfer yang lebih rendah dipanaskan dan didinginkan terutama oleh pertukaran panas radiasi dan non-radiatif dengan lapisan atas tanah dan air. Oleh karena itu, perubahan suhu di lapisan atmosfer yang lebih rendah terutama ditentukan oleh perubahan suhu permukaan bumi dan mengikuti perubahan tersebut.
Permukaan bumi, yaitu permukaan tanah atau air (serta vegetasi, salju, lapisan es), terus menerus menerima dan kehilangan panas dengan berbagai cara. Melalui permukaan bumi, panas dipindahkan ke atas - ke atmosfer dan ke bawah - ke dalam tanah atau air.
Pertama, radiasi total dan radiasi lawan atmosfer masuk ke permukaan bumi. Mereka diserap ke tingkat yang lebih besar atau lebih kecil oleh permukaan, yaitu, mereka pergi untuk memanaskan lapisan atas tanah dan air. Pada saat yang sama, permukaan bumi itu sendiri memancarkan dan kehilangan panas dalam prosesnya.
Kedua, panas datang ke permukaan bumi dari atas, dari atmosfer, melalui konduksi. Dengan cara yang sama, panas keluar dari permukaan bumi ke atmosfer. Dengan konduksi, panas juga meninggalkan permukaan bumi ke dalam tanah dan air, atau datang ke permukaan bumi dari kedalaman tanah dan air.
Ketiga, permukaan bumi menerima panas ketika uap air mengembun di atasnya dari udara atau, sebaliknya, kehilangan panas ketika air menguap darinya. Dalam kasus pertama, panas laten dilepaskan, dalam kasus kedua, panas masuk ke keadaan laten.
Dalam periode waktu tertentu, jumlah panas yang sama naik dan turun dari permukaan bumi seperti yang diterimanya dari atas dan bawah selama waktu ini. Jika sebaliknya, hukum kekekalan energi tidak akan terpenuhi: perlu diasumsikan bahwa energi muncul atau menghilang di permukaan bumi. Namun, mungkin saja, misalnya, lebih banyak panas yang naik daripada yang datang dari atas; dalam hal ini, perpindahan panas berlebih harus ditutupi oleh kedatangan panas ke permukaan dari kedalaman tanah atau air.
Jadi, jumlah aljabar dari semua pendapatan dan pengeluaran panas di permukaan bumi harus sama dengan nol. Hal ini dinyatakan dengan persamaan keseimbangan panas permukaan bumi.
Untuk menulis persamaan ini, pertama, kita gabungkan radiasi yang diserap dan radiasi efektif ke dalam neraca radiasi.
Kami akan menyatakan kedatangan panas dari udara atau kembalinya ke udara dengan konduktivitas termal sebagai P. Pendapatan atau konsumsi yang sama dengan pertukaran panas dengan lapisan tanah atau air yang lebih dalam akan disebut A. Hilangnya panas selama penguapan atau kedatangan selama kondensasi di permukaan bumi akan dilambangkan dengan LE, di mana L adalah panas spesifik penguapan dan E adalah massa air yang menguap atau terkondensasi.
Dapat juga dikatakan bahwa arti persamaan tersebut adalah keseimbangan radiasi di permukaan bumi diseimbangkan oleh perpindahan panas non-radiatif (Gbr. 5.1).
Persamaan (1) berlaku untuk jangka waktu berapa pun, termasuk selama bertahun-tahun.
Fakta bahwa keseimbangan panas permukaan bumi adalah nol tidak berarti bahwa suhu permukaan tidak berubah. Ketika perpindahan panas diarahkan ke bawah, panas yang datang ke permukaan dari atas dan meninggalkannya jauh ke dalam sebagian besar tetap berada di lapisan paling atas tanah atau air (dalam apa yang disebut lapisan aktif). Suhu lapisan ini, dan karenanya suhu permukaan bumi, juga meningkat. Sebaliknya, ketika panas ditransfer melalui permukaan bumi dari bawah ke atas, ke atmosfer, panas keluar terutama dari lapisan aktif, akibatnya suhu permukaan turun.
Dari hari ke hari dan dari tahun ke tahun, suhu rata-rata lapisan aktif dan permukaan bumi di setiap tempat sedikit berbeda. Ini berarti bahwa pada siang hari, panas yang masuk ke kedalaman tanah atau air hampir sama banyaknya dengan panas yang masuk ke dalam tanah atau air pada siang hari seperti halnya panas yang keluar pada malam hari. Tapi tetap saja, selama hari-hari musim panas, panasnya turun sedikit lebih banyak daripada yang berasal dari bawah. Oleh karena itu, lapisan tanah dan air, dan karena itu permukaannya, dipanaskan dari hari ke hari. Di musim dingin, proses sebaliknya terjadi. Perubahan musiman dalam masukan panas - konsumsi panas di tanah dan air hampir seimbang sepanjang tahun, dan suhu tahunan rata-rata permukaan bumi dan lapisan aktif sedikit bervariasi dari tahun ke tahun.
Keseimbangan panas bumi- rasio pendapatan dan konsumsi energi (radian dan termal) di permukaan bumi, di atmosfer, dan di sistem atmosfer-Bumi. Sumber energi utama untuk sebagian besar proses fisik, kimia, dan biologis di atmosfer, hidrosfer, dan di lapisan atas litosfer adalah radiasi matahari, sehingga distribusi dan rasio komponen keseimbangan panas mencirikan transformasinya dalam cangkang ini.
Neraca panas adalah rumusan khusus dari hukum kekekalan energi dan disusun untuk suatu bagian dari permukaan bumi (keseimbangan panas permukaan bumi); untuk kolom vertikal yang melewati atmosfer (keseimbangan panas atmosfer); untuk kolom yang sama yang melewati atmosfer dan lapisan atas litosfer atau hidrosfer (keseimbangan termal sistem atmosfer Bumi).
Persamaan keseimbangan panas permukaan bumi:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
mewakili jumlah aljabar aliran energi antara elemen permukaan bumi dan ruang sekitarnya. Dalam rumus ini:
R - keseimbangan radiasi, perbedaan antara radiasi matahari gelombang pendek yang diserap dan radiasi efektif gelombang panjang dari permukaan bumi.
P adalah fluks panas yang terjadi antara permukaan di bawahnya dan atmosfer;
F0 - aliran panas diamati antara permukaan bumi dan lapisan litosfer atau hidrosfer yang lebih dalam;
LE - konsumsi panas untuk penguapan, yang didefinisikan sebagai produk dari massa air yang diuapkan E dan panas penguapan L keseimbangan panas
Aliran ini termasuk keseimbangan Radiasi (atau radiasi sisa) R - perbedaan antara radiasi matahari gelombang pendek yang diserap dan radiasi efektif gelombang panjang dari permukaan bumi. Nilai positif atau negatif dari keseimbangan radiasi dikompensasi oleh beberapa fluks panas. Karena suhu permukaan bumi biasanya tidak sama dengan suhu udara, fluks panas P muncul antara permukaan di bawahnya dan atmosfer. Fluks panas serupa F0 diamati antara permukaan bumi dan lapisan yang lebih dalam dari litosfer atau hidrosfer. Dalam hal ini, fluks panas di tanah ditentukan oleh konduktivitas termal molekuler, sedangkan di badan air, perpindahan panas, sebagai aturan, memiliki karakter turbulen pada tingkat yang lebih besar atau lebih kecil. Fluks panas F0 antara permukaan reservoir dan lapisan yang lebih dalam secara numerik sama dengan perubahan kandungan panas reservoir selama interval waktu tertentu dan perpindahan panas oleh arus di reservoir. Dalam neraca panas permukaan bumi, konsumsi panas untuk penguapan LE biasanya sangat penting, yang didefinisikan sebagai produk dari massa air yang diuapkan E dan panas penguapan L. Nilai LE tergantung pada kelembapan permukaan bumi, suhu, kelembaban udara dan intensitas perpindahan panas turbulen di lapisan udara permukaan, yang menentukan laju perpindahan uap air dari permukaan bumi ke atmosfer.
Persamaan keseimbangan panas atmosfer memiliki bentuk:
Ra + Lr + P + Fa = W, (16)
di mana W adalah perubahan kandungan panas di dalam dinding vertikal kolom atmosfer.
Keseimbangan panas atmosfer terdiri dari keseimbangan radiasi Ra; masukan atau keluaran panas Lr selama transformasi fase air di atmosfer (r adalah jumlah curah hujan); kedatangan atau konsumsi panas P, karena pertukaran panas yang turbulen dari atmosfer dengan permukaan bumi; Perolehan atau kehilangan panas Fa yang disebabkan oleh pertukaran panas melalui dinding vertikal kolom, yang dikaitkan dengan gerakan atmosfer dan makroturbulensi yang teratur. Selain itu, persamaan untuk keseimbangan panas atmosfer mencakup istilah W, yang sama dengan perubahan kandungan panas di dalam kolom.
Persamaan keseimbangan panas untuk sistem Bumi-atmosfer sesuai dengan jumlah aljabar dari istilah persamaan untuk keseimbangan panas permukaan dan atmosfer bumi. Komponen keseimbangan panas permukaan dan atmosfer bumi untuk berbagai wilayah di dunia ditentukan oleh pengamatan meteorologi (di stasiun aktinometrik, di stasiun keseimbangan panas khusus, pada satelit meteorologi Bumi) atau dengan perhitungan klimatologis.
Nilai latitudinal rata-rata dari komponen keseimbangan panas permukaan bumi untuk lautan, daratan dan Bumi dan keseimbangan panas atmosfer diberikan dalam tabel, di mana nilai-nilai persyaratan keseimbangan panas dipertimbangkan positif jika mereka sesuai dengan kedatangan panas. Karena tabel-tabel ini mengacu pada kondisi tahunan rata-rata, mereka tidak memasukkan istilah yang mencirikan perubahan kandungan panas atmosfer dan lapisan atas litosfer, karena untuk kondisi ini mendekati nol.
Untuk Bumi sebagai planet, bersama dengan atmosfer, diagram keseimbangan panas ditunjukkan pada Gambar. Satuan permukaan batas luar atmosfer menerima fluks radiasi matahari, sama dengan rata-rata sekitar 250 kkal / cm 2 per tahun, di mana sekitar 1/3 dipantulkan ke ruang dunia, dan 167 kkal / cm 2 per tahun diserap oleh Bumi
Pertukaran panas proses perpindahan panas spontan yang ireversibel di ruang angkasa, karena medan suhu yang tidak seragam. Dalam kasus umum, perpindahan panas juga dapat disebabkan oleh ketidakhomogenan medan-medan besaran fisis lainnya, misalnya perbedaan konsentrasi (efek termal difusi). Ada tiga jenis perpindahan panas: konduktivitas termal, konveksi dan perpindahan panas radiasi (dalam praktiknya, perpindahan panas biasanya dilakukan oleh ketiga jenis sekaligus). Perpindahan panas menentukan atau menyertai banyak proses di alam (misalnya, evolusi bintang dan planet, proses meteorologi di permukaan bumi, dll.). dalam teknologi dan kehidupan sehari-hari. Dalam banyak kasus, misalnya, ketika mempelajari proses pengeringan, pendinginan evaporatif, difusi, perpindahan panas dianggap bersama dengan perpindahan massa. Perpindahan panas antara dua pendingin melalui dinding padat yang memisahkan mereka atau melalui antarmuka antara mereka disebut perpindahan panas.
Konduktivitas termal salah satu jenis perpindahan panas (energi gerak termal partikel mikro) dari bagian tubuh yang lebih panas ke bagian tubuh yang kurang panas, yang mengarah ke pemerataan suhu. Dengan konduktivitas termal, transfer energi dalam tubuh dilakukan sebagai akibat dari transfer energi langsung dari partikel (molekul, atom, elektron) yang memiliki energi lebih ke partikel dengan energi lebih sedikit. Jika perubahan relatif suhu konduktivitas termal pada jarak jalur bebas rata-rata partikel l kecil, maka hukum dasar konduktivitas termal (hukum Fourier) terpenuhi: kerapatan fluks panas q sebanding dengan gradien suhu derajat T , yaitu (17)
di mana adalah konduktivitas termal, atau hanya konduktivitas termal, tidak tergantung pada tingkat T [λ tergantung pada keadaan agregat zat (lihat tabel), struktur atom dan molekulnya, suhu dan tekanan, komposisi (dalam kasus a campuran atau larutan).
Tanda minus di sisi kanan persamaan menunjukkan bahwa arah aliran panas dan gradien suhu saling berlawanan.
Rasio nilai Q terhadap luas penampang F disebut fluks panas spesifik atau beban panas dan dilambangkan dengan huruf q.
(18)
Nilai koefisien konduktivitas termal untuk beberapa gas, cairan dan padatan pada tekanan atmosfer 760 mm Hg dipilih dari tabel.
Perpindahan panas. Perpindahan panas antara dua pendingin melalui dinding padat yang memisahkannya atau melalui antarmuka di antara keduanya. Perpindahan panas meliputi perpindahan panas dari fluida yang lebih panas ke dinding, konduktivitas termal di dinding, perpindahan panas dari dinding ke media bergerak yang lebih dingin. Intensitas perpindahan panas selama perpindahan panas dicirikan oleh koefisien perpindahan panas k, secara numerik sama dengan jumlah panas yang ditransfer melalui satuan permukaan dinding per satuan waktu pada perbedaan suhu antara cairan 1 K; dimensi k - W/(m2․K) [kkal/m2․°С)]. Nilai R, kebalikan dari koefisien perpindahan panas, disebut perpindahan panas resistansi termal total. Misalnya, R dari dinding satu lapis
,
di mana 1 dan 2 adalah koefisien perpindahan panas dari cairan panas ke permukaan dinding dan dari permukaan dinding ke cairan dingin; - ketebalan dinding; adalah koefisien konduktivitas termal. Dalam kebanyakan kasus yang dihadapi dalam praktek, koefisien perpindahan panas ditentukan secara empiris. Dalam hal ini, hasil yang diperoleh diolah dengan metode teori kesamaan
Perpindahan panas radiasi - perpindahan panas radiasi dilakukan sebagai hasil dari proses transformasi energi internal materi menjadi energi radiasi, transfer energi radiasi dan penyerapannya oleh materi. Jalannya proses perpindahan panas radiasi ditentukan oleh pengaturan timbal balik di ruang benda yang bertukar panas, sifat-sifat medium yang memisahkan benda-benda ini. Perbedaan penting antara perpindahan panas radiasi dan jenis perpindahan panas lainnya (konduksi termal, perpindahan panas konveksi) adalah bahwa hal itu juga dapat terjadi tanpa adanya media material yang memisahkan permukaan perpindahan panas, karena hal itu dilakukan sebagai akibat dari perpindahan panas. propagasi radiasi elektromagnetik.
Insiden energi radiasi dalam proses perpindahan panas radiasi ke permukaan benda buram dan ditandai dengan nilai fluks radiasi insiden Qfall sebagian diserap oleh tubuh dan sebagian dipantulkan dari permukaannya (lihat Gambar.).
Fluks radiasi yang diserap Qabs ditentukan oleh hubungan:
Qabs \u003d Sebuah Qpad, (20)
di mana A adalah kapasitas penyerapan tubuh. Karena kenyataan bahwa untuk tubuh yang buram
Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)
di mana Qotr adalah fluks radiasi yang dipantulkan dari permukaan benda, nilai terakhir ini sama dengan:
Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)
di mana 1 - A \u003d R adalah reflektifitas tubuh. Jika kapasitas penyerapan suatu benda adalah 1, dan oleh karena itu reflektifitasnya adalah 0, yaitu, tubuh menyerap semua energi yang datang padanya, maka itu disebut benda hitam mutlak.Setiap benda yang suhunya berbeda dari nol mutlak memancarkan energi karena panasnya tubuh. Radiasi ini disebut radiasi tubuh sendiri dan dicirikan oleh fluks radiasinya sendiri Qe. Radiasi diri, terkait dengan unit permukaan tubuh, disebut kerapatan fluks radiasinya sendiri, atau emisivitas tubuh. Yang terakhir, sesuai dengan hukum radiasi Stefan-Boltzmann, sebanding dengan suhu tubuh dengan pangkat keempat. Rasio emisivitas suatu benda dengan emisivitas benda yang benar-benar hitam pada suhu yang sama disebut derajat kegelapan. Untuk semua benda, derajat kegelapannya kurang dari 1. Jika untuk beberapa benda tidak bergantung pada panjang gelombang radiasi, maka benda seperti itu disebut abu-abu. Sifat distribusi energi radiasi benda abu-abu pada panjang gelombang sama dengan sifat distribusi energi radiasi benda hitam mutlak, yaitu dijelaskan oleh hukum radiasi Planck. Tingkat kegelapan benda abu-abu sama dengan kapasitas penyerapannya.
Permukaan benda apa pun yang memasuki sistem memancarkan fluks radiasi pantulan Qotr dan radiasi Qcobnya sendiri; jumlah total energi yang meninggalkan permukaan benda disebut fluks radiasi efektif Qeff dan ditentukan oleh hubungan:
Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)
Bagian dari energi yang diserap oleh tubuh kembali ke sistem dalam bentuk radiasinya sendiri, sehingga hasil perpindahan panas radiasi dapat direpresentasikan sebagai perbedaan antara fluks radiasinya sendiri dan radiasi yang diserap. Nilai
Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)
disebut fluks radiasi yang dihasilkan dan menunjukkan berapa banyak energi yang diterima atau hilang tubuh per satuan waktu sebagai akibat dari perpindahan panas radiasi. Fluks radiasi yang dihasilkan juga dapat dinyatakan sebagai:
Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)
yaitu, sebagai perbedaan antara konsumsi total dan total kedatangan energi radiasi di permukaan tubuh. Oleh karena itu, mengingat
Qpad = (Qcob - Qpez) / A, (26)
kami memperoleh ekspresi yang banyak digunakan dalam perhitungan perpindahan panas radiasi:
Tugas menghitung perpindahan panas radiasi adalah, sebagai aturan, untuk menemukan fluks radiasi yang dihasilkan pada semua permukaan yang termasuk dalam sistem tertentu, jika suhu dan karakteristik optik dari semua permukaan ini diketahui. Untuk mengatasi masalah ini, selain hubungan terakhir, perlu untuk mengetahui hubungan antara fluks Qinc pada permukaan tertentu dan fluks Qeff pada semua permukaan yang termasuk dalam sistem pertukaran panas radiasi. Untuk menemukan hubungan ini, konsep koefisien radiasi sudut rata-rata digunakan, yang menunjukkan berapa proporsi radiasi hemisfer (yaitu, dipancarkan ke segala arah di dalam belahan bumi) dari permukaan tertentu yang termasuk dalam sistem pertukaran panas radiasi yang jatuh pada permukaan ini. Jadi, fluks Q yang jatuh pada setiap permukaan yang termasuk dalam sistem pertukaran panas radiasi didefinisikan sebagai jumlah produk Qeff dari semua permukaan (termasuk yang diberikan, jika cekung) dan koefisien sudut radiasi yang sesuai.
Perpindahan panas radiasi memainkan peran penting dalam proses perpindahan panas yang terjadi pada suhu sekitar 1000 °C ke atas. Ini banyak digunakan di berbagai bidang teknologi: dalam metalurgi, teknik tenaga termal, teknik tenaga nuklir, teknologi roket, teknologi kimia, teknologi pengeringan, dan teknologi surya.
Keseimbangan panas dari sistem Bumi-atmosfer
1. Bumi secara keseluruhan, atmosfer khususnya dan permukaan bumi berada dalam keadaan kesetimbangan termal, jika kita mempertimbangkan kondisinya dalam jangka waktu yang lama (setahun atau, lebih baik, beberapa tahun). Suhu rata-rata mereka berubah sedikit dari tahun ke tahun, dan dari satu periode jangka panjang ke periode lain hampir tidak berubah. Oleh karena itu, masuknya dan hilangnya panas selama periode yang cukup lama adalah sama atau hampir sama.
Bumi menerima panas dengan menyerap radiasi matahari di atmosfer dan terutama di permukaan bumi. Ia kehilangan panas dengan memancarkan radiasi gelombang panjang dari permukaan bumi dan atmosfer ke ruang dunia. Dengan keseimbangan termal Bumi secara keseluruhan, masuknya radiasi matahari (ke batas atas atmosfer) dan kembalinya radiasi dari batas atas atmosfer ke ruang dunia harus sama. Dengan kata lain, pada batas atas atmosfer harus ada kesetimbangan radiasi, yaitu keseimbangan radiasi sama dengan nol.
Atmosfer, diambil secara terpisah, memperoleh dan kehilangan panas dengan menyerap radiasi matahari dan terestrial dan memberikan radiasinya ke atas dan ke bawah. Selain itu, ia bertukar panas dengan permukaan bumi secara non-radiatif. Kalor berpindah dari permukaan bumi ke udara atau sebaliknya secara konduksi. Akhirnya, panas dihabiskan untuk penguapan air dari permukaan di bawahnya; kemudian dilepaskan ke atmosfer ketika uap air mengembun. Semua fluks panas yang diarahkan masuk dan keluar atmosfer ini harus seimbang dalam waktu yang lama.
Beras. 37. Keseimbangan panas bumi, atmosfer dan permukaan bumi. 1 - radiasi gelombang pendek, II - radiasi gelombang panjang, III - pertukaran non-radiasi.
Akhirnya, di permukaan bumi, masuknya panas karena penyerapan radiasi matahari dan atmosfer, pelepasan panas oleh radiasi dari permukaan bumi itu sendiri dan pertukaran panas non-radiatif antara itu dan atmosfer seimbang.
2. Mari kita ambil radiasi matahari yang memasuki atmosfer sebagai 100 unit (Gbr. 37). Dari jumlah ini, 23 unit dipantulkan kembali oleh awan dan masuk ke ruang angkasa, 20 unit diserap oleh udara dan awan dan dengan demikian memanaskan atmosfer. 30 unit radiasi lainnya dihamburkan di atmosfer dan 8 unit di antaranya masuk ke ruang dunia. 27 unit radiasi langsung dan 22 unit radiasi difus mencapai permukaan bumi. Dari jumlah tersebut, 25 + 20 = 45 unit diserap dan memanaskan lapisan atas tanah dan air, dan 2 + 2 = 4 unit dipantulkan ke ruang dunia.
Jadi, dari batas atas atmosfer kembali ke ruang dunia 23 + 8 + 4 = 35 satuan<неиспользованной>radiasi matahari, yaitu 35% dari alirannya ke batas atmosfer. Nilai ini (35%) disebut, seperti yang sudah kita ketahui, albedo Bumi. Untuk menjaga keseimbangan radiasi di batas atas atmosfer, perlu 65 unit radiasi gelombang panjang lain dari permukaan bumi keluar melaluinya.
3. Sekarang mari kita beralih ke permukaan bumi. Seperti yang telah disebutkan, ia menyerap 45 unit radiasi matahari langsung dan menyebar. Selain itu, fluks radiasi gelombang panjang dari atmosfer diarahkan ke permukaan bumi. Atmosfer, menurut kondisi suhunya, memancarkan 157 unit energi. Dari 157 unit ini, 102 diarahkan ke permukaan bumi dan diserap olehnya, dan 55 masuk ke ruang dunia. Jadi, selain 45 unit radiasi matahari gelombang pendek, permukaan bumi menyerap dua kali lebih banyak radiasi atmosfer gelombang panjang. Secara total, permukaan bumi menerima 147 satuan panas dari penyerapan radiasi.
Jelas, pada kesetimbangan termal, ia harus kehilangan jumlah yang sama. Melalui radiasi gelombang panjangnya sendiri, ia kehilangan 117 unit. 23 unit panas lainnya dikonsumsi oleh permukaan bumi selama penguapan air. Akhirnya, dengan konduksi, dalam proses pertukaran panas antara permukaan bumi dan atmosfer, permukaan kehilangan 7 unit panas (panas meninggalkannya di atmosfer dalam jumlah besar, tetapi dikompensasi oleh transfer terbalik, yang hanya 7 unit. lebih sedikit).
Secara total, oleh karena itu, permukaan bumi kehilangan 117 + 23 + + 7 = 147 satuan panas, yaitu jumlah yang sama dengan yang diterimanya dengan menyerap radiasi matahari dan atmosfer.
Dari 117 unit radiasi gelombang panjang oleh permukaan bumi, 107 unit diserap oleh atmosfer, dan 10 unit melampaui atmosfer ke ruang angkasa.
4. Sekarang mari kita lakukan perhitungan untuk atmosfer. Dikatakan di atas menyerap 20 unit radiasi matahari, 107 unit radiasi terestrial, 23 unit panas kondensasi dan 7 unit dalam proses pertukaran panas dengan permukaan bumi. Secara total, ini akan berjumlah 20 + 107 + 23 + 7 = 157 unit energi, yaitu sebanyak yang dipancarkan atmosfer itu sendiri.
Akhirnya, kita kembali lagi ke permukaan atas atmosfer. Melaluinya datang 100 unit radiasi matahari dan kembali 35 unit radiasi matahari yang dipantulkan dan dihamburkan, 10 unit radiasi terestrial dan 55 unit radiasi atmosfer, dengan total 100 unit. Jadi, bahkan di batas atas atmosfer ada keseimbangan antara masuk dan kembalinya energi, dan di sini, hanya energi radiasi. Tidak ada mekanisme lain dari pertukaran panas antara Bumi dan ruang dunia, kecuali untuk proses radiasi.
Semua angka yang diberikan dihitung berdasarkan pengamatan yang tidak lengkap. Oleh karena itu, mereka tidak boleh dipandang sebagai benar-benar akurat. Mereka telah mengalami perubahan kecil lebih dari sekali, yang, bagaimanapun, tidak mengubah esensi perhitungan.
5. Mari kita perhatikan bahwa atmosfer dan permukaan bumi, secara terpisah, memancarkan lebih banyak panas daripada menyerap radiasi matahari dalam waktu yang sama. Ini mungkin tampak tidak bisa dipahami. Namun pada hakikatnya adalah saling tukar menukar, saling<перекачка>radiasi. Misalnya, permukaan bumi pada akhirnya tidak kehilangan 117 unit radiasi sama sekali, tetapi menerima 102 unit kembali dengan menyerap radiasi lawan; rugi bersihnya hanya 117-102=15 unit. Hanya 65 unit radiasi terestrial dan atmosfer yang melewati batas atas atmosfer ke ruang dunia. Masuknya 100 unit radiasi matahari ke batas atmosfer hanya menyeimbangkan kehilangan bersih radiasi oleh Bumi melalui refleksi (35) dan radiasi (65).
|
|
 |
 |
Mari kita pertimbangkan terlebih dahulu kondisi termal permukaan bumi dan lapisan paling atas dari tanah dan badan air. Ini diperlukan karena lapisan atmosfer yang lebih rendah dipanaskan dan didinginkan terutama oleh pertukaran panas radiasi dan non-radiatif dengan lapisan atas tanah dan air. Oleh karena itu, perubahan suhu di lapisan atmosfer yang lebih rendah terutama ditentukan oleh perubahan suhu permukaan bumi dan mengikuti perubahan tersebut.
permukaan bumi, yaitu permukaan tanah atau air (serta vegetasi, salju, lapisan es), terus menerus dan dengan cara yang berbeda menerima dan kehilangan panas. Melalui permukaan bumi, panas dipindahkan ke atas - ke atmosfer dan ke bawah - ke dalam tanah atau air.
Pertama, radiasi total dan radiasi lawan atmosfer masuk ke permukaan bumi. Mereka diserap ke tingkat yang lebih besar atau lebih kecil oleh permukaan, yaitu. digunakan untuk memanaskan lapisan atas tanah dan air. Pada saat yang sama, permukaan bumi itu sendiri memancarkan dan dengan demikian kehilangan panas.
Kedua, panas datang ke permukaan bumi dari atas, dari atmosfer, melalui konduksi panas yang turbulen. Dengan cara yang sama, panas keluar dari permukaan bumi ke atmosfer. Dengan konduksi, panas juga meninggalkan permukaan bumi ke dalam tanah dan air, atau datang ke permukaan bumi dari kedalaman tanah dan air.
Ketiga, permukaan bumi menerima panas ketika uap air mengembun di atasnya dari udara atau kehilangan panas ketika air menguap darinya. Dalam kasus pertama, panas laten dilepaskan, dalam kasus kedua, panas masuk ke keadaan laten.
Kami tidak akan membahas proses yang kurang penting (misalnya, pengeluaran panas untuk pencairan salju yang tergeletak di permukaan, atau perambatan panas ke kedalaman tanah bersama dengan air hujan).
Mari kita pertimbangkan permukaan bumi sebagai permukaan geometris ideal tanpa ketebalan, yang kapasitas panasnya, oleh karena itu, sama dengan nol. Maka jelaslah bahwa dalam periode waktu berapa pun jumlah panas yang sama akan naik dan turun dari permukaan bumi seperti yang diterimanya dari atas dan bawah selama waktu yang sama. Secara alami, jika kita mempertimbangkan bukan permukaan, tetapi beberapa lapisan permukaan bumi, maka mungkin tidak ada persamaan fluks panas yang masuk dan keluar. Dalam hal ini, kelebihan panas yang masuk mengalir di atas aliran yang keluar, sesuai dengan hukum kekekalan energi, akan digunakan untuk memanaskan lapisan ini, dan sebaliknya, untuk mendinginkannya.
Jadi, jumlah aljabar dari semua aliran panas masuk dan keluar di permukaan bumi harus sama dengan nol - ini adalah persamaan untuk keseimbangan panas permukaan bumi. Untuk menulis persamaan keseimbangan panas, kami menggabungkan radiasi yang diserap dan radiasi efektif ke dalam keseimbangan radiasi:
B = (S dosa h + D)(1 – A) – E s .
Kedatangan panas dari udara atau pelepasannya ke udara secara konduksi termal dilambangkan dengan huruf R. Pendapatan atau konsumsi yang sama dengan pertukaran panas dengan lapisan tanah atau air yang lebih dalam akan dilambangkan dengan G. Hilangnya panas selama penguapan atau kedatangannya selama pengembunan di permukaan bumi akan dilambangkan LE, di mana L adalah panas spesifik penguapan dan E adalah massa air yang menguap atau terkondensasi. Mari kita ingat satu komponen lagi - energi yang dihabiskan untuk proses fotosintesis - PAR, bagaimanapun, sangat kecil dibandingkan dengan yang lain, oleh karena itu, dalam banyak kasus tidak ditunjukkan dalam persamaan. Kemudian persamaan untuk keseimbangan panas permukaan bumi mengambil bentuk
PADA+ R+ G + LE + Q PAR = 0 atau PADA+ R+ G + LE = 0
Dapat juga dicatat bahwa arti dari persamaan tersebut adalah bahwa keseimbangan radiasi di permukaan bumi seimbang dengan perpindahan panas non-radiatif.
Persamaan keseimbangan panas berlaku untuk setiap saat, termasuk periode multi-tahun.
Fakta bahwa keseimbangan panas permukaan bumi adalah nol tidak berarti bahwa suhu permukaan tidak berubah. Jika perpindahan panas diarahkan ke bawah, maka panas yang datang ke permukaan dari atas dan meninggalkannya jauh ke dalam sebagian besar tetap berada di lapisan paling atas tanah atau air - di lapisan yang disebut aktif. Temperatur lapisan ini, akibatnya temperatur permukaan bumi juga meningkat. Ketika panas dipindahkan melalui permukaan bumi dari bawah ke atas, ke atmosfer, panas keluar, pertama-tama, dari lapisan aktif, akibatnya suhu permukaan turun.
Dari hari ke hari dan dari tahun ke tahun, suhu rata-rata lapisan aktif dan permukaan bumi di setiap tempat sedikit berbeda. Ini berarti bahwa pada siang hari, panas yang masuk ke kedalaman tanah atau air pada siang hari sama banyaknya dengan panas yang keluar pada malam hari. Karena selama hari musim panas lebih banyak panas yang turun daripada yang berasal dari bawah, lapisan tanah dan air serta permukaannya memanas dari hari ke hari. Di musim dingin, proses sebaliknya terjadi. Perubahan musiman dalam masukan dan keluaran panas di tanah dan air hampir seimbang sepanjang tahun, dan suhu tahunan rata-rata permukaan bumi dan lapisan aktif sedikit bervariasi dari tahun ke tahun.
Ada perbedaan tajam dalam karakteristik pemanasan dan termal lapisan permukaan tanah dan lapisan atas cekungan air. Di tanah, panas merambat secara vertikal dengan konduksi panas molekuler, dan di air yang bergerak ringan, juga dengan pencampuran turbulen lapisan air, yang jauh lebih efisien. Turbulensi di badan air terutama disebabkan oleh gelombang dan arus. Pada malam hari dan di musim dingin, konveksi termal bergabung dengan turbulensi semacam ini: air yang didinginkan di permukaan tenggelam karena kepadatan yang meningkat dan digantikan oleh air yang lebih hangat dari lapisan bawah. Di lautan dan lautan, penguapan juga berperan dalam pencampuran lapisan dan perpindahan panas yang terkait dengannya. Dengan penguapan yang signifikan dari permukaan laut, lapisan atas air menjadi lebih asin dan karenanya lebih padat, akibatnya air tenggelam dari permukaan ke kedalaman. Selain itu, radiasi menembus lebih dalam ke dalam air dibandingkan dengan tanah. Akhirnya, kapasitas panas air lebih besar dari pada tanah, dan jumlah panas yang sama memanaskan massa air ke suhu yang lebih rendah daripada massa tanah yang sama.
Akibatnya, fluktuasi suhu harian dalam air meluas hingga kedalaman sekitar puluhan meter, dan di tanah - kurang dari satu meter. Fluktuasi suhu tahunan dalam air meluas hingga kedalaman ratusan meter, dan di tanah - hanya 10–20 m.
Jadi, panas yang naik ke permukaan air pada siang hari dan musim panas menembus ke kedalaman yang cukup besar dan memanaskan ketebalan air yang besar. Suhu lapisan atas dan permukaan air itu sendiri naik sedikit pada waktu yang bersamaan. Di dalam tanah, panas yang masuk didistribusikan di lapisan atas yang tipis, yang sangat panas. Anggota G dalam persamaan keseimbangan panas untuk air jauh lebih besar daripada untuk tanah, dan P sesuai kurang.
Pada malam hari dan di musim dingin, air kehilangan panas dari lapisan permukaan, tetapi alih-alih datang akumulasi panas dari lapisan di bawahnya. Oleh karena itu, suhu di permukaan air menurun secara perlahan. Di permukaan tanah, suhu turun dengan cepat selama perpindahan panas: panas yang terakumulasi di lapisan atas yang tipis dengan cepat meninggalkannya dan pergi tanpa diisi ulang dari bawah.
Akibatnya, pada siang dan musim panas, suhu di permukaan tanah lebih tinggi daripada suhu di permukaan air; lebih rendah di malam hari dan di musim dingin. Ini berarti fluktuasi suhu harian dan tahunan di permukaan tanah lebih besar, dan jauh lebih besar daripada di permukaan air.
Karena perbedaan distribusi panas ini, cekungan air mengakumulasi sejumlah besar panas di lapisan air yang cukup tebal selama musim panas, yang dilepaskan ke atmosfer selama musim dingin. Tanah selama musim hangat mengeluarkan di malam hari sebagian besar panas yang diterimanya di siang hari, dan sedikit menumpuk di musim dingin. Akibatnya, suhu udara di atas laut lebih rendah di musim panas dan lebih tinggi di musim dingin daripada di darat.
| Daftar Isi |
|---|
| Klimatologi dan Meteorologi |
| RENCANA DIDAKTIS |
| Meteorologi dan Klimatologi |
| Suasana, cuaca, iklim |
| Pengamatan meteorologi |
| Aplikasi kartu |
| Layanan Meteorologi dan Organisasi Meteorologi Dunia (WMO) |
| Proses pembentukan iklim |
| Faktor astronomi |
| Faktor geofisika |
| Faktor meteorologi |
| Tentang radiasi matahari |
| Kesetimbangan termal dan radiasi Bumi |
| radiasi matahari langsung |
| Perubahan radiasi matahari di atmosfer dan di permukaan bumi |
| Fenomena Hamburan Radiasi |
| Radiasi total, radiasi matahari yang dipantulkan, radiasi yang diserap, PAR, albedo Bumi |
| Radiasi permukaan bumi |
| Kontra-radiasi atau kontra-radiasi |
| Keseimbangan radiasi permukaan bumi |
| Distribusi geografis dari neraca radiasi |
| Tekanan atmosfer dan medan barik |
| sistem tekanan |
| fluktuasi tekanan |
| Percepatan udara karena gradien baric |
| Gaya pembelokan rotasi bumi |
| Angin geostropik dan gradien |
| hukum angin baric |
| Front di atmosfer |
| Rezim termal atmosfer |
| Keseimbangan termal permukaan bumi |
| Variasi suhu harian dan tahunan di permukaan tanah |
| Suhu massa udara |
| Amplitudo tahunan suhu udara |
| Iklim kontinental |
| Tutupan awan dan curah hujan |
| Evaporasi dan saturasi |
| Kelembaban |
| Distribusi geografis kelembaban udara |
| kondensasi atmosfer |
| awan |
| Klasifikasi awan internasional |
| Kekeruhan, variasi harian dan tahunannya |
| Curah hujan dari awan (klasifikasi presipitasi) |
| Karakteristik rezim curah hujan |
| Curah hujan tahunan |
| Signifikansi iklim dari tutupan salju |
| Kimia atmosfer |
| Komposisi kimia atmosfer bumi |
| Komposisi kimia awan |
| Komposisi kimia dari presipitasi |
Untuk menilai dengan benar derajat pemanasan dan pendinginan berbagai permukaan bumi, menghitung penguapan untuk , menentukan perubahan kadar air dalam tanah, mengembangkan metode untuk memprediksi pembekuan, dan juga mengevaluasi dampak pekerjaan reklamasi pada kondisi iklim tanah. lapisan udara permukaan, diperlukan data neraca panas permukaan bumi.
Permukaan bumi secara terus menerus menerima dan kehilangan panas sebagai akibat dari paparan berbagai aliran radiasi gelombang pendek dan gelombang panjang. Menyerap ke tingkat yang lebih besar atau lebih kecil radiasi total dan radiasi kontra, permukaan bumi memanas dan memancarkan radiasi gelombang panjang, yang berarti kehilangan panas. Nilai yang mencirikan hilangnya panas bumi
permukaan adalah radiasi efektif. Ini sama dengan perbedaan antara radiasi permukaan bumi sendiri dan radiasi lawan di atmosfer. Karena kontra radiasi atmosfer selalu agak kurang dari bumi, perbedaan ini positif. Pada siang hari, radiasi efektif terhalang oleh radiasi gelombang pendek yang diserap. Pada malam hari, tanpa adanya radiasi matahari gelombang pendek, radiasi efektif menurunkan suhu permukaan bumi. Dalam cuaca berawan, karena peningkatan radiasi lawan di atmosfer, radiasi efektif jauh lebih sedikit daripada di cuaca cerah. Pendinginan permukaan bumi yang berkurang dan setiap malam. Di garis lintang tengah, permukaan bumi kehilangan melalui radiasi efektif sekitar setengah dari jumlah panas yang mereka terima dari radiasi yang diserap.
Kedatangan dan konsumsi energi radiasi diperkirakan dengan nilai keseimbangan radiasi permukaan bumi. Ini sama dengan perbedaan antara radiasi yang diserap dan efektif, keadaan termal permukaan bumi bergantung padanya - pemanasan atau pendinginannya. Pada siang hari, itu positif hampir sepanjang waktu, yaitu, masukan panas melebihi konsumsi. Pada malam hari, keseimbangan radiasi negatif dan sama dengan radiasi efektif. Nilai tahunan keseimbangan radiasi permukaan bumi, dengan pengecualian garis lintang tertinggi, di mana-mana positif. Panas berlebih ini digunakan untuk memanaskan atmosfer melalui konduksi panas turbulen, penguapan, dan pertukaran panas dengan lapisan tanah atau air yang lebih dalam.
Jika kita mempertimbangkan kondisi suhu untuk jangka waktu yang lama (setahun atau lebih baik beberapa tahun), maka permukaan bumi, atmosfer secara terpisah dan sistem "Bumi-atmosfer" berada dalam keadaan kesetimbangan termal. Suhu rata-rata mereka sedikit bervariasi dari tahun ke tahun. Sesuai dengan hukum kekekalan energi, kita dapat mengasumsikan bahwa jumlah aljabar fluks panas yang datang ke permukaan bumi dan meninggalkannya sama dengan nol. Ini adalah persamaan untuk keseimbangan panas permukaan bumi. Artinya, keseimbangan radiasi permukaan bumi seimbang dengan perpindahan panas non-radiatif. Persamaan keseimbangan panas, sebagai suatu peraturan, tidak memperhitungkan (karena kecilnya) aliran seperti panas yang ditransfer oleh presipitasi, konsumsi energi untuk fotosintesis, perolehan panas dari oksidasi biomassa, serta konsumsi panas untuk mencairkan es atau salju, perolehan panas dari air yang membeku.
Keseimbangan termal dari sistem "Bumi-atmosfer" untuk waktu yang lama juga sama dengan nol, yaitu, Bumi sebagai planet berada dalam keseimbangan termal: radiasi matahari yang tiba di batas atas atmosfer seimbang dengan radiasi yang keluar atmosfer dari batas atas atmosfer.
Jika kita menganggap udara yang datang ke batas atas sebagai 100%, maka 32% dari jumlah ini hilang di atmosfer. Dari jumlah tersebut, 6% kembali ke ruang dunia. Akibatnya, 26% muncul ke permukaan bumi dalam bentuk radiasi hamburan; 18% radiasi diserap oleh ozon, aerosol dan digunakan untuk memanaskan atmosfer; 5% diserap oleh awan; 21% radiasi lolos ke luar angkasa sebagai hasil refleksi dari awan. Jadi, radiasi yang datang ke permukaan bumi adalah 50%, di mana radiasi langsung menyumbang 24%; 47% diserap oleh permukaan bumi, dan 3% radiasi yang masuk dipantulkan kembali ke angkasa. Akibatnya, 30% radiasi matahari lolos dari batas atas atmosfer ke luar angkasa. Nilai ini disebut albedo planet Bumi. Untuk sistem atmosfer Bumi, 30% radiasi matahari yang dipantulkan dan dihamburkan, 5% radiasi terestrial, dan 65% radiasi atmosfer, yaitu, hanya 100%, kembali ke angkasa melalui batas atas atmosfer.
