Echilibrul termic al pământului
echilibrul Pământului, raportul dintre veniturile și consumul de energie (radiantă și termică) pe suprafața pământului, în atmosferă și în sistemul Pământ-atmosfera. Principala sursă de energie pentru marea majoritate a proceselor fizice, chimice și biologice din atmosferă, hidrosferă și straturile superioare ale litosferei este radiația solară; prin urmare, distribuția și raportul componentelor T. b. caracterizează transformările sale în aceste cochilii.
T. b. sunt formulări private ale legii conservării energiei și sunt compilate pentru o secțiune a suprafeței Pământului (T. b. a suprafeței terestre); pentru o coloană verticală care trece prin atmosferă (T. b. atmosferă); pentru aceeași coloană care trece prin atmosferă și straturile superioare ale litosferei sau hidrosferei (T. b. sistemul Pământ-atmosfera).
Ecuația T. b. suprafața pământului: R + P + F0 + LE 0 este suma algebrică a fluxurilor de energie dintre un element de pe suprafața pământului și spațiul înconjurător. Aceste fluxuri includ balanța radiațiilor (sau radiația reziduală) R - diferența dintre radiația solară cu undă scurtă absorbită și radiația eficientă cu undă lungă de la suprafața pământului. Valoarea pozitivă sau negativă a balanței radiațiilor este compensată de mai multe fluxuri de căldură. Deoarece temperatura suprafeței pământului nu este de obicei egală cu temperatura aerului, între suprafața subiacentă și atmosferă apare un flux de căldură P. Un flux de căldură similar F 0 se observă între suprafața pământului și straturile mai profunde ale litosferei sau hidrosferei. În acest caz, fluxul de căldură în sol este determinat de conductivitatea termică moleculară, în timp ce în corpurile de apă, transferul de căldură, de regulă, are un caracter turbulent într-o măsură mai mare sau mai mică. Fluxul de căldură F 0 dintre suprafața rezervorului și straturile sale mai adânci este numeric egal cu modificarea conținutului de căldură al rezervorului într-un interval de timp dat și cu transferul de căldură prin curenți din rezervor. Valoarea esențială în T. b. suprafața suprafeței pământului are de obicei un consum de căldură pentru evaporare LE, care este definit ca produsul dintre masa apei evaporate E și căldura de evaporare L. Valoarea LE depinde de umezirea suprafeței pământului, de temperatura acesteia. , umiditatea aerului și intensitatea transferului de căldură turbulent în stratul de aer de suprafață, care determină viteza de transfer a aburului de apă de la suprafața pământului în atmosferă.
Ecuația T. b. atmosfera are forma: Ra + Lr + P + Fa D W.
T. b. atmosfera este compusă din balanța sa de radiații R a ; aportul sau ieșirea de căldură Lr în timpul transformărilor de fază ale apei din atmosferă (r este suma precipitațiilor); sosirea sau consumul de căldură P, datorită schimbului de căldură turbulent al atmosferei cu suprafața terestră; sosirea sau pierderea de căldură F a cauzată de schimbul de căldură prin pereții verticali ai coloanei, care este asociat cu mișcări atmosferice ordonate și macroturbulențe. În plus, în ecuația T. b. atmosfera include un termen DW, egal cu modificarea conținutului de căldură din interiorul coloanei.
Ecuația T. b. sisteme Pământ - atmosferă corespunde sumei algebrice a termenilor ecuațiilor T. b. suprafața pământului și atmosfera. Componentele lui T. b. Suprafața și atmosfera Pământului pentru diferite regiuni ale globului sunt determinate de observații meteorologice (la stații actinometrice, la stații speciale de pe cer și pe sateliții meteorologici ai Pământului) sau de calcule climatologice.
Valorile medii latitudinale ale componentelor lui T. b. suprafața pământului pentru oceane, pământ și Pământ și T. b. atmosferele sunt date în tabelele 1, 2, unde valorile membrilor T. b. sunt considerate pozitive dacă corespund sosirii căldurii. Deoarece aceste tabele se referă la condiții medii anuale, ele nu includ termeni care caracterizează modificările conținutului de căldură al atmosferei și a straturilor superioare ale litosferei, deoarece pentru aceste condiții sunt aproape de zero.
Pentru Pământ ca planetă, împreună cu atmosfera, schema lui T. b. prezentată în fig. Un flux de radiație solară egal cu o medie de aproximativ 250 kcal/cm2 pe an pe unitatea de suprafață a limitei exterioare a atmosferei, din care aproximativ 167 kcal/cm2 sunt absorbite de Pământ pe an (săgeata Q s din Fig. ). Suprafața pământului atinge radiații cu undă scurtă, egală cu 126 kcal / cm 2 pe an; Din această cantitate se reflectă 18 kcal/cm 2 pe an, iar 108 kcal/cm 2 pe an sunt absorbite de suprafața pământului (săgeata Q). Atmosfera absoarbe 59 kcal/cm 2 pe an de radiații cu unde scurte, adică mult mai puțin decât suprafața pământului. Radiația efectivă de undă lungă a suprafeței Pământului este de 36 kcal/cm2 pe an (săgeata I), deci bilanțul de radiații al suprafeței pământului este de 72 kcal/cm2 pe an. Radiația cu undă lungă a Pământului în spațiul mondial este egală cu 167 kcal/cm 2 pe an (săgeata Is). Astfel, suprafața Pământului primește aproximativ 72 kcal/cm 2 pe an de energie radiantă, care este parțial cheltuită pentru evaporarea apei (cercul LE) și parțial returnată în atmosferă prin transfer de căldură turbulent (săgeata P).
Tab. unu . - Bilanțul termic al suprafeței terestre, kcal/cm 2 an
Latitudine, grade
Media Pământului
70-60 latitudine nordică
0-10 latitudine sudică
Pământul ca întreg
Date despre componentele lui T. b. sunt utilizate în dezvoltarea multor probleme de climatologie, hidrologie terestră și oceanologie; sunt folosite pentru fundamentarea modelelor numerice ale teoriei climatice și pentru a testa empiric rezultatele aplicării acestor modele. Materiale despre T. b. joacă un rol important în studiul schimbărilor climatice, ele sunt utilizate și în calculele evaporării de la suprafața bazinelor hidrografice, lacurilor, mărilor și oceanelor, în studiile regimului energetic al curenților marini, pentru studiul straturilor de zăpadă și gheață. , în fiziologia plantelor pentru studiul transpirației și fotosintezei, în fiziologia animalelor pentru studiul regimului termic al organismelor vii. Date despre T. b. au fost folosite și pentru a studia zonarea geografică în lucrările geografului sovietic A. A. Grigoriev.
Tab. 2. - Bilanțul termic al atmosferei, kcal/cm2 an
Latitudine, grade
70-60 latitudine nordică
0-10 latitudine sudică
Pământul ca întreg
Lit.: Atlasul bilanţului termic al globului, ed. M. I. Budyko, Moscova, 1963. Budyko M.I., Climate and life, L., 1971; Grigoriev A. A., Modele de structură și dezvoltare a mediului geografic, M., 1966.
M. I. Budyko.
Marea Enciclopedie Sovietică, TSB. 2012
A se vedea, de asemenea, interpretări, sinonime, semnificații ale cuvintelor și ce este ECHILASUL DE CALĂ A Pământului în rusă în dicționare, enciclopedii și cărți de referință:
- PĂMÂNT
DESTINAREA AGRICOLĂ - terenuri destinate nevoilor agriculturii sau destinate acestor... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
SCOP RECREATIONAL - terenuri alocate în conformitate cu procedura stabilită, destinate și utilizate pentru recreerea și turismul în masă organizat al populației. Lor … - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
SCOP DE MEDIU - terenuri de rezervatie (cu exceptia vanatorii); zone interzise și de reproducere; terenuri ocupate de păduri care îndeplinesc funcții de protecție; alte … - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
FOND REZERVAȚIE NATURALE - terenuri de rezervații naturale, monumente ale naturii, grădini naturale (naționale) și dendrologice, botanice. Compoziția Z.p.-z.f. include teren cu... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
DAUNE - vezi DAUNEA PĂMÂNTULUI... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
SCOP DE SĂNĂTATE - terenuri cu factori naturali de vindecare (izvoare minerale, depozite de nămol terapeutic, condiții climatice și alte condiții), favorabile... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
UTILIZARE GENERALĂ - în orașe, orașe și așezări rurale - terenuri folosite ca mijloace de comunicare (piețe, străzi, alei,... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
PREȚUL TERENULUI - vezi PREȚUL REGLAMENTULUI TERENULUI… - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
ASEZARI - vezi TERENU URBAN ... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
MUNICIPALIZAREA - vezi MUNICIPALIZAREA TERENULUI ... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
FOND PĂDUR - terenuri acoperite cu pădure, precum și. nu este acoperit cu pădure, dar este prevăzut pentru nevoile silviculturii și silviculturii... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
SCOP ISTORIC ȘI CULTURAL - terenuri pe care (și în care) se află monumente istorice și culturale, locuri de interes, inclusiv cele declarate... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
REZERVĂ - toate terenurile care nu sunt prevăzute pentru proprietate, posesie, utilizare și închiriere. includ terenuri, proprietate, posesiuni... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
TRANSPORT FERROVIAR - terenuri federale oferite gratuit pentru utilizare permanentă (nelimitată) întreprinderilor și instituțiilor de transport feroviar pentru implementarea ... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
PENTRU NEVOIILE DE APĂRARE - terenuri prevăzute pentru amplasarea și activitatea permanentă a unităților militare, instituțiilor, instituțiilor militare de învățământ, întreprinderilor și organizațiilor Armatei... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
URBAN - vezi URBAN LAND ... - PĂMÂNT în Dicționarul de termeni economici:
FONDUL DE APĂ - terenuri ocupate de lacuri de acumulare, ghețari, mlaștini, cu excepția zonelor tundră și forestier-tundra, structuri hidraulice și alte structuri de gospodărire a apei; A … - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
RESURSE DE MUNCĂ - un echilibru al disponibilității și utilizării resurselor de muncă, compilat ținând cont de reaprovizionarea și eliminarea acestora, ocuparea forței de muncă, productivitatea ... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
TRANZACȚIONARE PASIVĂ - vezi BALANTĂ DE TRANZACȚIONARE PASIVĂ... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
TRADING ACTIV - vezi TRADING ACTIV... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
TRANZACTIONARE - vezi BALANT TRANZACTIONAR; COMERT EXTERN … - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
OPERAȚIUNI CURENTE - un sold care arată exporturile nete ale statului, egal cu volumul exporturilor de bunuri și servicii minus importurile, cu adăugarea nete... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
CONSOLIDAT - vezi SOLD CONSOLIDAT... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
BALANCE - vezi BALANCE BALANCE... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
ESTIMAT - vezi ESTIMAT... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
SEPARARE - vezi SEPARARE ECHILDANT... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
TIMPUL DE LUCRU - un echilibru care caracterizează resursele timpului de lucru al angajaților întreprinderii și utilizarea acestora pentru diferite tipuri de muncă. Prezentat ca… - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
CURENT DE PLATĂ vezi SOLD ACTUAL... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
PLATI PENTRU OPERAȚIUNI CURENTE - vezi BALANȚA DE PLAȚI PENTRU OPERAȚIUNI CURENTE... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
PASIVĂ DE PLATĂ. vezi BALANȚA DE PĂȚI PASIVĂ... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
PLATILE COMERTULUI EXTERIOR - vezi BALANTA DE PLATI COMERTUL EXTERIOR... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
PLATA ACTIVA - vezi BALANTA DE PLATI ACTIVA... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
PLATA - vezi PLATA... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
PLĂȚI PENTRU DECONTARĂRI DE COMPENSARE - soldul decontărilor fără numerar pentru obligații de plată sau creanțe reciproce... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
TRADING PASIVĂ (PĂTĂ) - vezi TRADING PASIVĂ (PĂTĂ) ... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
ACTIVE FIXE - un bilanț care compară mijloacele fixe în numerar, ținând cont de amortizarea și cedarea acestora și fondurile nou introduse... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
INTER-BRANCH - vezi INTER-BRANCH ... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
MATERIAL - vezi MATERIAL... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
LICHIDARE - vezi LICHIDARE... - ECHILIBRU în Dicționarul de termeni economici:
VENITURI ȘI CHELTUIELI - un bilanț financiar, în secțiunile căruia sunt indicate sursele și sumele veniturilor și cheltuielilor pentru o anumită perioadă ... - ECHILIBRU în Marea Enciclopedie Sovietică, TSB:
(Balanță franceză, literalmente - cântar, din latină bilanx - având două boluri cu greutăți), 1) balanță, echilibrare. 2) Un sistem de indicatori care... - PĂMÂNT
Vechile regiuni rusești s-au format în apropierea orașelor vechi. Z., adesea pe o distanță foarte semnificativă de oraș, a fost proprietatea locuitorilor săi și întotdeauna... - ECHILIBRU în Dicționarul Enciclopedic al lui Brockhaus și Euphron:
Sold contabil. În contabilitatea lui B. se stabilește un echilibru între debit și credit, iar contul lui B. se distinge la intrare, dacă sunt deschise registre comerciale, și... - ECHILIBRU în dicționarul enciclopedic:
eu a, pl. nu, m. 1. Raportul indicatorilor legați reciproc ai unei activități, proces. B. producţie şi consum. si balanta comerciala...
Să luăm în considerare mai întâi condițiile termice ale suprafeței pământului și straturile superioare ale solului și corpurilor de apă. Acest lucru este necesar deoarece straturile inferioare ale atmosferei sunt încălzite și răcite mai ales prin schimbul de căldură radiativ și non-radiativ cu straturile superioare de sol și apă. Prin urmare, schimbările de temperatură în straturile inferioare ale atmosferei sunt determinate în primul rând de modificările temperaturii suprafeței pământului și urmează aceste schimbări.
Suprafața pământului, adică suprafața solului sau a apei (precum și vegetația, zăpada, stratul de gheață), primește și pierde în mod continuu căldură în diferite moduri. Prin suprafața pământului, căldura este transferată în sus - în atmosferă și în jos - în sol sau apă.
În primul rând, radiația totală și contraradiația atmosferei intră pe suprafața pământului. Ele sunt absorbite într-o măsură mai mare sau mai mică de suprafață, adică merg să încălzească straturile superioare de sol și apă. În același timp, suprafața pământului în sine radiază și pierde căldură în acest proces.
În al doilea rând, căldura vine la suprafața pământului de sus, din atmosferă, prin conducție. În același mod, căldura scapă de pe suprafața pământului în atmosferă. Prin conducție, căldura părăsește, de asemenea, suprafața pământului în sol și apă, sau vine la suprafața pământului din adâncurile solului și apei.
În al treilea rând, suprafața pământului primește căldură atunci când vaporii de apă se condensează pe ea din aer sau, dimpotrivă, pierde căldură atunci când apa se evaporă din ea. În primul caz, căldura latentă este eliberată, în al doilea caz, căldura trece într-o stare latentă.
În orice perioadă de timp, aceeași cantitate de căldură urcă și coboară de pe suprafața pământului pe care o primește de sus și de jos în acest timp. Dacă ar fi altfel, legea conservării energiei nu ar fi îndeplinită: ar fi necesar să presupunem că energia apare sau dispare pe suprafața pământului. Cu toate acestea, este posibil ca, de exemplu, să crească mai multă căldură decât a venit de sus; în acest caz, transferul de căldură în exces ar trebui acoperit de sosirea căldurii la suprafață din adâncurile solului sau apei.
Deci, suma algebrică a tuturor veniturilor și cheltuielilor de căldură de pe suprafața pământului ar trebui să fie egală cu zero. Aceasta este exprimată prin ecuația bilanţului termic al suprafeţei pământului.
Pentru a scrie această ecuație, în primul rând, combinăm radiația absorbită și radiația efectivă într-un echilibru de radiații.
Vom nota sosirea căldurii din aer sau revenirea acesteia în aer prin conductivitate termică P. Același venit sau consum prin schimb de căldură cu straturi mai adânci de sol sau apă se va numi A. Pierderea de căldură în timpul evaporării sau a acesteia. sosirea în timpul condensării pe suprafața pământului va fi notat cu LE, unde L este specificul căldurii de evaporare și E este masa apei evaporate sau condensate.
Se mai poate spune că sensul ecuației este că echilibrul radiativ de pe suprafața pământului este echilibrat prin transfer de căldură neradiativ (Fig. 5.1).
Ecuația (1) este valabilă pentru orice perioadă de timp, inclusiv pentru mulți ani.
Faptul că balanța termică a suprafeței pământului este zero nu înseamnă că temperatura suprafeței nu se modifică. Când transferul de căldură este direcționat în jos, căldura care iese la suprafață de sus și o lasă adânc în ea rămâne în mare măsură în stratul superior de sol sau apă (în așa-numitul strat activ). Temperatura acestui strat și, prin urmare, temperatura suprafeței pământului crește, de asemenea. Dimpotrivă, în timpul transferului de căldură prin suprafața pământului de jos în sus, în atmosferă, căldura scapă în primul rând din stratul activ, în urma căruia temperatura de suprafață scade.
De la o zi la alta și de la an la an, temperatura medie a stratului activ și a suprafeței pământului în orice loc variază puțin. Aceasta înseamnă că în timpul zilei, aproape la fel de multă căldură intră în adâncurile solului sau a apei în timpul zilei, cât o părăsește noaptea. Dar totuși, în zilele de vară, căldura scade puțin mai mult decât vine de jos. Prin urmare, straturile de sol și apă, și deci suprafața lor, sunt încălzite zi de zi. Iarna are loc procesul invers. Aceste schimbări sezoniere ale aportului de căldură - consumul de căldură în sol și apă aproape se echilibrează pe parcursul anului, iar temperatura medie anuală a suprafeței pământului și a stratului activ variază puțin de la an la an.
Bilanțul termic al Pământului- raportul dintre veniturile și consumul de energie (radiantă și termică) pe suprafața pământului, în atmosferă și în sistemul Pământ-atmosfera. Principala sursă de energie pentru marea majoritate a proceselor fizice, chimice și biologice din atmosferă, hidrosferă și din straturile superioare ale litosferei este radiația solară, astfel încât distribuția și raportul componentelor echilibrului termic caracterizează transformările acesteia în aceste învelișuri.
Bilanțul termic este o formulare particulară a legii conservării energiei și este compilat pentru o secțiune a suprafeței Pământului (bilanțul termic al suprafeței pământului); pentru o coloană verticală care trece prin atmosferă (bilanțul termic al atmosferei); pentru aceeași coloană care trece prin atmosferă și straturile superioare ale litosferei sau hidrosferei (bilanțul termic al sistemului Pământ-atmosfera).
Ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței pământului:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
reprezintă suma algebrică a fluxurilor de energie dintre un element al suprafeței pământului și spațiul înconjurător. In aceasta formula:
R - balanța radiațiilor, diferența dintre radiația solară cu undă scurtă absorbită și radiația eficientă cu undă lungă de la suprafața pământului.
P este fluxul de căldură care are loc între suprafața de bază și atmosferă;
F0 - se observă fluxul de căldură între suprafața pământului și straturile mai profunde ale litosferei sau hidrosferei;
LE - consumul de căldură pentru evaporare, care este definit ca produsul dintre masa de apă evaporată E și balanța termică a căldurii de evaporare L
Aceste fluxuri includ Bilanțul de radiații (sau radiația reziduală) R - diferența dintre radiația solară cu undă scurtă absorbită și radiația eficientă cu undă lungă de la suprafața pământului. Valoarea pozitivă sau negativă a balanței radiațiilor este compensată de mai multe fluxuri de căldură. Deoarece temperatura suprafeței pământului nu este de obicei egală cu temperatura aerului, între suprafața subiacentă și atmosferă apare un flux de căldură P. Un flux de căldură similar F0 se observă între suprafața pământului și straturile mai profunde ale litosferei sau hidrosferei. În acest caz, fluxul de căldură în sol este determinat de conductivitatea termică moleculară, în timp ce în corpurile de apă, transferul de căldură, de regulă, are un caracter turbulent într-o măsură mai mare sau mai mică. Fluxul de căldură F0 dintre suprafața rezervorului și straturile sale mai adânci este numeric egal cu modificarea conținutului de căldură al rezervorului într-un interval de timp dat și cu transferul de căldură de către curenții din rezervor. În bilanţul termic al suprafeţei pământului, consumul de căldură pentru evaporarea LE are de obicei o importanţă semnificativă, care este definit ca produsul dintre masa de apă evaporată E şi căldura de evaporare L. Valoarea LE depinde de umezirea suprafața pământului, temperatura acestuia, umiditatea aerului și intensitatea transferului de căldură turbulent în stratul de aer de suprafață, care determină viteza de transfer a vaporilor de apă de la suprafața pământului în atmosferă.
Ecuația bilanţului termic al atmosferei are forma:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
unde ΔW este modificarea conținutului de căldură în interiorul peretelui vertical al coloanei atmosferice.
Bilanțul termic al atmosferei este compus din balanța sa de radiații Ra; aportul sau ieșirea de căldură Lr în timpul transformărilor de fază ale apei din atmosferă (r este suma precipitațiilor); sosirea sau consumul de căldură P, datorită schimbului de căldură turbulent al atmosferei cu suprafața terestră; câștig sau pierdere de căldură Fa cauzată de schimbul de căldură prin pereții verticali ai coloanei, care este asociat cu mișcări atmosferice ordonate și macroturbulențe. În plus, ecuația pentru echilibrul termic al atmosferei include termenul ΔW, care este egal cu modificarea conținutului de căldură din interiorul coloanei.
Ecuația bilanţului termic pentru sistemul Pământ-atmosferă corespunde sumei algebrice a termenilor ecuaţiilor pentru bilanţul termic al suprafeţei pământului şi atmosferei. Componentele bilanțului termic al suprafeței și atmosferei terestre pentru diverse regiuni ale globului sunt determinate prin observații meteorologice (la stații actinometrice, la stații speciale de bilanț termic, pe sateliții meteorologici ai Pământului) sau prin calcule climatologice.
Valorile medii latitudinale ale componentelor bilanțului termic al suprafeței pământului pentru oceane, pământ și Pământ și bilanțul termic al atmosferei sunt date în tabele, unde sunt luate în considerare valorile termenilor bilanţului termic. pozitive dacă corespund sosirii căldurii. Deoarece aceste tabele se referă la condiții medii anuale, ele nu includ termeni care caracterizează modificările conținutului de căldură al atmosferei și a straturilor superioare ale litosferei, deoarece pentru aceste condiții sunt aproape de zero.
Pentru Pământ ca planetă, împreună cu atmosferă, schema de echilibru termic este prezentată în Fig. Un flux de radiație solară egal cu o medie de aproximativ 250 kcal/cm2 pe an pe unitatea de suprafață a limitei exterioare a atmosferei, din care aproximativ 1/3 este reflectată în spațiul mondial și 167 kcal/cm2 pe an este absorbit de Pământ
Schimb de caldura proces spontan ireversibil de transfer de căldură în spațiu, datorită unui câmp de temperatură neuniform. În cazul general, transferul de căldură poate fi cauzat și de neomogenitatea câmpurilor altor mărimi fizice, de exemplu, diferența de concentrații (efect termic de difuzie). Există trei tipuri de transfer de căldură: conductivitate termică, convecție și transfer de căldură radiantă (în practică, transferul de căldură este de obicei efectuat de toate cele 3 tipuri simultan). Transferul de căldură determină sau însoțește multe procese din natură (de exemplu, evoluția stelelor și planetelor, procesele meteorologice de pe suprafața Pământului etc.). în tehnologie și în viața de zi cu zi. În multe cazuri, de exemplu, atunci când se studiază procesele de uscare, răcire evaporativă, difuzie, transferul de căldură este considerat împreună cu transferul de masă. Transferul de căldură între doi lichide de răcire printr-un perete solid care îi separă sau prin interfața dintre ei se numește transfer de căldură.
Conductivitate termică unul dintre tipurile de transfer de căldură (energia mișcării termice a microparticulelor) de la părțile mai încălzite ale corpului către cele mai puțin încălzite, ceea ce duce la egalizarea temperaturii. Cu conductivitatea termică, transferul de energie în organism se realizează ca urmare a transferului direct de energie de la particulele (molecule, atomi, electroni) care au mai multă energie către particulele cu mai puțină energie. Dacă modificarea relativă a temperaturii conductivității termice la o distanță de calea liberă medie a particulelor l este mică, atunci legea de bază a conductibilității termice (legea Fourier) este îndeplinită: densitatea fluxului de căldură q este proporțională cu gradientul de temperatură grad T , adică (17)
unde λ este conductivitatea termică, sau pur și simplu conductibilitatea termică, nu depinde de gradul T [λ depinde de starea agregată a substanței (vezi tabel), structura sa atomică și moleculară, temperatură și presiune, compoziție (în cazul unui amestec sau soluție).
Semnul minus din partea dreaptă a ecuației indică faptul că direcția fluxului de căldură și gradientul de temperatură sunt reciproc opuse.
Raportul dintre valoarea Q și aria secțiunii transversale F se numește flux de căldură specific sau sarcină termică și este notat cu litera q.
(18)
Valorile coeficientului de conductivitate termică λ pentru unele gaze, lichide și solide la o presiune atmosferică de 760 mm Hg sunt selectate din tabele.
Transfer de căldură. Transferul de căldură între doi lichide de răcire printr-un perete solid care îi separă sau prin interfața dintre ei. Transferul de căldură include transferul de căldură de la un fluid mai fierbinte la perete, conductivitatea termică în perete, transferul de căldură de la perete la un mediu în mișcare mai rece. Intensitatea transferului de căldură în timpul transferului de căldură este caracterizată printr-un coeficient de transfer de căldură k, numeric egal cu cantitatea de căldură care este transferată printr-o unitate de suprafață a peretelui pe unitatea de timp la o diferență de temperatură între lichide de 1 K; dimensiunea k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Valoarea R, reciproca coeficientului de transfer de căldură, se numește transferul de căldură total al rezistenței termice. De exemplu, R al unui perete cu un singur strat
,
unde α1 și α2 sunt coeficienții de transfer de căldură de la lichidul fierbinte la suprafața peretelui și de la suprafața peretelui la lichidul rece; δ - grosimea peretelui; λ este coeficientul de conductivitate termică. În majoritatea cazurilor întâlnite în practică, coeficientul de transfer de căldură este determinat empiric. În acest caz, rezultatele obținute sunt prelucrate prin metodele teoriei similarității
Transfer de căldură radiantă - transferul radiativ de căldură se realizează ca urmare a proceselor de transformare a energiei interne a materiei în energie de radiație, transferul energiei radiației și absorbția acesteia de către materie. Cursul proceselor de transfer de căldură radiantă este determinat de dispunerea reciprocă în spațiu a corpurilor care fac schimb de căldură, proprietățile mediului separând aceste corpuri. Diferența esențială dintre transferul de căldură radiantă și alte tipuri de transfer de căldură (conducție termică, transfer de căldură convectiv) este că acesta poate apărea și în absența unui mediu material care separă suprafețele de transfer de căldură, deoarece se realizează ca urmare a propagarea radiațiilor electromagnetice.
Energia radiantă incidentă în procesul de transfer radiant de căldură pe suprafața unui corp opac și caracterizată prin valoarea fluxului de radiație incident Qfall este parțial absorbită de corp și parțial reflectată de suprafața acestuia (vezi Fig.).
Fluxul de radiație absorbită Qabs este determinat de relația:
Qabs \u003d Un Qpad, (20)
unde A este capacitatea de absorbție a corpului. Datorită faptului că pentru un corp opac
Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)
unde Qotr este fluxul de radiație reflectat de suprafața corpului, această ultimă valoare este egală cu:
Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)
unde 1 - A \u003d R este reflectivitatea corpului. Dacă capacitatea de absorbție a unui corp este 1 și, prin urmare, reflectivitatea sa este 0, adică corpul absoarbe toată energia incidentă asupra lui, atunci se numește corp absolut negru.Orice corp a cărui temperatură este diferită de zero absolut emite energie. datorita incalzirii corpului. Această radiație se numește radiația proprie a corpului și se caracterizează prin fluxul propriei radiații Qe. Autoradierea, legată de suprafața unitară a corpului, se numește densitatea de flux a propriei radiații sau emisivitatea corpului. Acesta din urmă, în conformitate cu legea Stefan-Boltzmann a radiației, este proporțional cu temperatura corpului cu puterea a patra. Raportul dintre emisivitatea unui corp și emisivitatea unui corp complet negru la aceeași temperatură se numește grad de întuneric. Pentru toate corpurile, gradul de întuneric este mai mic de 1. Dacă pentru un corp nu depinde de lungimea de undă a radiației, atunci un astfel de corp se numește gri. Natura distribuției energiei de radiație a unui corp gri pe lungimi de undă este aceeași cu cea a unui corp absolut negru, adică este descrisă de legea radiației lui Planck. Gradul de întuneric al unui corp gri este egal cu capacitatea sa de absorbție.
Suprafața oricărui corp care intră în sistem emite fluxuri de radiație reflectată Qotr și propria sa radiație Qcob; cantitatea totală de energie care părăsește suprafața corpului se numește flux de radiație efectiv Qeff și este determinată de relația:
Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)
O parte din energia absorbită de corp se întoarce în sistem sub forma propriei radiații, astfel încât rezultatul transferului de căldură radiantă poate fi reprezentat ca diferența dintre fluxurile propriei radiații și cele absorbite. Valoare
Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)
se numește flux de radiație rezultat și arată câtă energie primește sau pierde corpul pe unitatea de timp ca urmare a transferului de căldură radiantă. Fluxul de radiație rezultat poate fi, de asemenea, exprimat ca
Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)
adică ca diferență între consumul total și sosirea totală a energiei radiante la suprafața corpului. Prin urmare, având în vedere că
Qpad = (Qcob - Qpez) / A, (26)
obținem o expresie care este utilizată pe scară largă în calculele transferului de căldură radiantă:
Sarcina calculării transferului de căldură radiantă este, de regulă, de a găsi fluxurile de radiație rezultate pe toate suprafețele incluse într-un sistem dat, dacă sunt cunoscute temperaturile și caracteristicile optice ale tuturor acestor suprafețe. Pentru a rezolva această problemă, pe lângă ultima relație, este necesar să se afle relația dintre fluxul Qinc pe o suprafață dată și fluxurile Qeff pe toate suprafețele incluse în sistemul de schimb de căldură radiant. Pentru a găsi această legătură, se utilizează conceptul de coeficient unghiular mediu de radiație, care arată în ce proporție se încadrează radiația emisferică (adică emisă în toate direcțiile din interiorul emisferei) a unei anumite suprafețe incluse în sistemul de schimb de căldură radiant. această suprafață. Astfel, fluxul Qcade pe orice suprafață inclusă în sistemul de schimb de căldură radiativ este definit ca suma produselor Qeff ale tuturor suprafețelor (inclusiv celei date, dacă este concavă) și coeficienții unghiulari corespunzători de radiație.
Transferul de căldură radiantă joacă un rol semnificativ în procesele de transfer de căldură care au loc la temperaturi de aproximativ 1000 °C și peste. Este utilizat pe scară largă în diferite domenii ale tehnologiei: în metalurgie, inginerie termică, inginerie nucleară, tehnologie rachetă, tehnologie chimică, tehnologie de uscare și tehnologie solară.
Bilanțul termic al sistemului Pământ-atmosfera
1. Pământul în ansamblu, atmosfera în special și suprafața pământului se află într-o stare de echilibru termic, dacă avem în vedere condiții pe o perioadă lungă (un an sau, mai bine, un număr de ani). Temperaturile medii ale acestora se modifică puțin de la an la an, iar de la o perioadă de lungă durată la alta rămân aproape neschimbate. Rezultă că afluxul și pierderea de căldură pe o perioadă suficient de lungă sunt egale sau aproape egale.
Pământul primește căldură prin absorbția radiației solare în atmosferă și în special pe suprafața pământului. Pierde căldură prin emiterea de radiații cu unde lungi de la suprafața pământului și atmosferă în spațiul mondial. Cu echilibrul termic al Pământului în ansamblu, afluxul radiației solare (până la limita superioară a atmosferei) și întoarcerea radiației de la limita superioară a atmosferei în spațiul mondial trebuie să fie egale. Cu alte cuvinte, la limita superioară a atmosferei trebuie să existe un echilibru radiativ, adică un echilibru de radiații egal cu zero.
Atmosfera, luată separat, câștigă și pierde căldură absorbind radiația solară și terestră și dând radiația acesteia în sus și în jos. În plus, schimbă căldură cu suprafața pământului într-un mod neradiativ. Căldura este transferată de la suprafața pământului în aer sau invers prin conducție. În cele din urmă, căldura este cheltuită pentru evaporarea apei de pe suprafața de dedesubt; apoi este eliberat în atmosferă când vaporii de apă se condensează. Toate aceste fluxuri de căldură direcționate în și în afara atmosferei trebuie să se echilibreze pe o perioadă lungă de timp.
Orez. 37. Bilanțul termic al Pământului, atmosferei și suprafeței pământului. 1 - radiație cu undă scurtă, II - radiație cu undă lungă, III - schimb fără radiații.
În sfârșit, pe suprafața pământului, afluxul de căldură datorat absorbției radiațiilor solare și atmosferice, degajarea de căldură prin radiația suprafeței pământului în sine și schimbul de căldură neradiativ dintre acesta și atmosferă sunt echilibrate.
2. Să luăm radiația solară care intră în atmosferă ca 100 de unități (Fig. 37). Din această cantitate, 23 de unități sunt reflectate înapoi de nori și merg în spațiul mondial, 20 de unități sunt absorbite de aer și nori și astfel merg să încălzească atmosfera. Alte 30 de unități de radiație sunt disipate în atmosferă și 8 unități dintre ele merg în spațiul mondial. 27 de unități de radiație directă și 22 de unități de radiație difuză ajung la suprafața pământului. Dintre acestea, 25 + 20 = 45 de unități sunt absorbite și încălzesc straturile superioare de sol și apă, iar 2 + 2 = 4 unități sunt reflectate în spațiul mondial.
Deci, de la limita superioară a atmosferei se întoarce la spațiul mondial 23 + 8 + 4 = 35 de unități<неиспользованной>radiația solară, adică 35% din fluxul său către limita atmosferei. Această valoare (35%) se numește, așa cum știm deja, albedoul Pământului. Pentru a menține echilibrul radiațiilor la limita superioară a atmosferei, este necesar ca prin aceasta să iasă alte 65 de unități de radiație cu undă lungă de la suprafața pământului.
3. Să ne întoarcem acum la suprafața pământului. După cum am menționat deja, absoarbe 45 de unități de radiație solară directă și difuză. În plus, un flux de radiații cu undă lungă din atmosferă este direcționat către suprafața pământului. Atmosfera, în funcție de condițiile sale de temperatură, radiază 157 de unități de energie. Dintre aceste 157 de unități, 102 sunt îndreptate către suprafața pământului și sunt absorbite de aceasta, iar 55 merg în spațiul mondial. Astfel, pe lângă 45 de unități de radiație solară cu undă scurtă, suprafața pământului absoarbe de două ori mai multă radiație atmosferică cu undă lungă. În total, suprafața pământului primește 147 de unități de căldură din absorbția radiațiilor.
Evident, la echilibru termic, ar trebui să piardă aceeași cantitate. Prin propria radiație de undă lungă, pierde 117 unități. Alte 23 de unități de căldură sunt consumate de suprafața pământului în timpul evaporării apei. În fine, prin conducție, în procesul de schimb de căldură între suprafața pământului și atmosferă, suprafața pierde 7 unități de căldură (căldura o lasă în atmosferă în cantități mari, dar este compensată de transferul invers, care este de doar 7 unități). Mai puțin).
În total, așadar, suprafața pământului pierde 117 + 23 + + 7 = 147 de unități de căldură, adică aceeași cantitate pe care o primește prin absorbția radiației solare și atmosferice.
Din cele 117 unități de radiație cu undă lungă de pe suprafața pământului, 107 unități sunt absorbite de atmosferă, iar 10 unități trec dincolo de atmosferă în spațiul mondial.
4. Acum să facem calculul pentru atmosferă. Se spune mai sus că absoarbe 20 de unități de radiație solară, 107 de unități de radiație terestră, 23 de unități de căldură de condensare și 7 unități în procesul de schimb de căldură cu suprafața terestră. În total, aceasta se va ridica la 20 + 107 + 23 + 7 = 157 de unități de energie, adică atât cât radiază atmosfera însăși.
În cele din urmă, ne întoarcem din nou la suprafața superioară a atmosferei. Prin ea vin 100 de unități de radiație solară și se întoarce 35 de unități de radiație solară reflectată și împrăștiată, 10 unități de radiație terestră și 55 de unități de radiație atmosferică, pentru un total de 100 de unități. Astfel, chiar și la limita superioară a atmosferei există un echilibru între afluxul și întoarcerea energiei, iar aici, doar energie radiantă. Nu există alte mecanisme de schimb de căldură între Pământ și spațiul mondial, cu excepția proceselor radiative.
Toate cifrele date sunt calculate pe baza unor observații deloc exhaustive. Prin urmare, ele nu ar trebui privite ca fiind absolut exacte. Au fost supuse unor modificări minore de mai multe ori, care însă nu schimbă esența calculului.
5. Să observăm că atmosfera și suprafața pământului, luate separat, radiază mult mai multă căldură decât absorb radiația solară în același timp. Acest lucru poate părea de neînțeles. Dar în esență este un schimb reciproc, o mutuală<перекачка>radiatii. De exemplu, suprafața pământului nu pierde deloc 117 unități de radiație, ci primește 102 unități înapoi prin absorbția contra radiației; pierderea neta este de numai 117-102=15 unitati. Doar 65 de unități de radiație terestră și atmosferică trec prin limita superioară a atmosferei în spațiul mondial. Afluxul de 100 de unități de radiație solară la limita atmosferei doar echilibrează pierderea netă de radiație de către Pământ prin reflexie (35) și radiație (65).
|
|
 |
 |
Să luăm în considerare mai întâi condițiile termice ale suprafeței pământului și straturile superioare ale solului și corpurilor de apă. Acest lucru este necesar deoarece straturile inferioare ale atmosferei sunt încălzite și răcite mai ales prin schimbul de căldură radiativ și non-radiativ cu straturile superioare de sol și apă. Prin urmare, schimbările de temperatură în straturile inferioare ale atmosferei sunt determinate în primul rând de modificările temperaturii suprafeței pământului și urmează aceste schimbări.
Suprafața pământului, adică suprafața solului sau a apei (precum și vegetația, zăpada, stratul de gheață), în mod continuu și în diferite moduri primește și pierde căldură. Prin suprafața pământului, căldura este transferată în sus - în atmosferă și în jos - în sol sau apă.
În primul rând, radiația totală și contraradiația atmosferei intră pe suprafața pământului. Ele sunt absorbite într-o măsură mai mare sau mai mică de suprafață, adică. sunt folosite pentru a încălzi straturile superioare de sol și apă. În același timp, suprafața pământului radiază și, prin urmare, pierde căldură.
În al doilea rând, căldura vine la suprafața pământului de sus, din atmosferă, prin conducerea căldurii turbulente. În același mod, căldura scapă de pe suprafața pământului în atmosferă. Prin conducție, căldura părăsește, de asemenea, suprafața pământului în sol și apă, sau vine la suprafața pământului din adâncurile solului și apei.
În al treilea rând, suprafața pământului primește căldură atunci când vaporii de apă se condensează pe ea din aer sau își pierde căldură atunci când apa se evaporă din ea. În primul caz, căldura latentă este eliberată, în al doilea caz, căldura trece într-o stare latentă.
Nu ne vom opri asupra proceselor mai puțin importante (de exemplu, consumul de căldură pentru topirea zăpezii care se află la suprafață sau propagarea căldurii în adâncurile solului împreună cu apa de precipitații).
Să considerăm suprafața pământului ca o suprafață geometrică idealizată fără grosime, a cărei capacitate termică, prin urmare, este egală cu zero. Atunci este clar că, în orice perioadă de timp, aceeași cantitate de căldură va urca și coborî de pe suprafața pământului pe care o primește de sus și de jos în același timp. Desigur, dacă luăm în considerare nu suprafața, ci un strat al suprafeței pământului, atunci s-ar putea să nu existe egalitate între fluxurile de căldură de intrare și de ieșire. În acest caz, excesul de fluxuri de căldură primite față de fluxurile de ieșire, în conformitate cu legea conservării energiei, va fi folosit pentru a încălzi acest strat, iar în cazul opus, pentru a-l răci.
Deci, suma algebrică a tuturor intrărilor și ieșirilor de căldură de pe suprafața pământului trebuie să fie egală cu zero - aceasta este ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței pământului. Pentru a scrie ecuația balanței termice, combinăm radiația absorbită și radiația efectivă în balanța radiațiilor:
B = (S păcat h + D)(1 – A) – E s .
Sosirea căldurii din aer sau eliberarea acesteia în aer prin conducție termică se notează cu literă R. Același venit sau consum prin schimbul de căldură cu straturile mai adânci de sol sau apă va fi notat cu G. Se va nota pierderea de căldură în timpul evaporării sau sosirea acesteia în timpul condensului pe suprafața pământului. LE, Unde L este căldura specifică de vaporizare şi E este masa de apă evaporată sau condensată. Să ne amintim încă o componentă - energia cheltuită pentru procesele fotosintetice - PAR, totuși, este foarte mică în comparație cu restul, prin urmare, în majoritatea cazurilor, nu este indicată în ecuație. Apoi, ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței pământului ia forma
LA+ R+ G + LE + Q PAR = 0 sau LA+ R+ G + LE = 0
De asemenea, se poate observa că sensul ecuației este că echilibrul radiativ de pe suprafața pământului este echilibrat prin transferul de căldură neradiativ.
Ecuația bilanţului termic este valabilă pentru orice moment, inclusiv pentru o perioadă multianuală.
Faptul că balanța termică a suprafeței pământului este zero nu înseamnă că temperatura suprafeței nu se modifică. Dacă transferul de căldură este direcționat în jos, atunci căldura care iese la suprafață de sus și o lasă adânc în ea rămâne în mare măsură în stratul superior de sol sau apă - în așa-numitul strat activ. Temperatura acestui strat, în consecință, crește și temperatura suprafeței pământului. Când căldura este transferată prin suprafața pământului de jos în sus, în atmosferă, căldura scapă, în primul rând, din stratul activ, în urma căruia temperatura de suprafață scade.
De la o zi la alta și de la an la an, temperatura medie a stratului activ și a suprafeței pământului în orice loc variază puțin. Aceasta înseamnă că ziua, la fel de multă căldură intră în adâncurile solului sau apă în timpul zilei, cât o părăsește noaptea. Deoarece în timpul zilei de vară scade mai multă căldură decât vine de jos, straturile de sol și apă și suprafața lor se încălzesc zi de zi. Iarna are loc procesul invers. Modificările sezoniere ale aportului și producției de căldură în sol și apă sunt aproape echilibrate pe parcursul anului, iar temperatura medie anuală a suprafeței pământului și a stratului activ variază puțin de la an la an.
Există diferențe puternice în ceea ce privește încălzirea și caracteristicile termice ale straturilor de suprafață ale solului și ale straturilor superioare ale bazinelor de apă. În sol, căldura se propagă pe verticală prin conducere moleculară a căldurii, iar în apa în mișcare ușoară, de asemenea, prin amestecarea turbulentă a straturilor de apă, ceea ce este mult mai eficient. Turbulența în corpurile de apă se datorează în primul rând valurilor și curenților. Noaptea și în sezonul rece, convecția termică se alătură acestui tip de turbulență: apa răcită la suprafață se scufundă din cauza densității crescute și este înlocuită cu apă mai caldă din straturile inferioare. În oceane și mări, evaporarea joacă, de asemenea, un rol în amestecarea straturilor și în transferul de căldură asociat cu aceasta. Cu o evaporare semnificativă de la suprafața mării, stratul superior de apă devine mai salin și, prin urmare, mai dens, în urma căruia apa se scufundă de la suprafață în adâncuri. În plus, radiațiile pătrund mai adânc în apă decât în sol. În cele din urmă, capacitatea de căldură a apei este mai mare decât cea a solului și aceeași cantitate de căldură încălzește o masă de apă la o temperatură mai scăzută decât aceeași masă de sol.
Ca urmare, fluctuațiile zilnice de temperatură în apă se extind până la o adâncime de aproximativ zeci de metri, iar în sol - mai puțin de un metru. Fluctuațiile anuale ale temperaturii în apă se extind până la o adâncime de sute de metri, iar în sol - doar 10-20 m.
Așadar, căldura care iese la suprafața apei în timpul zilei și al verii pătrunde la o adâncime considerabilă și încălzește o grosime mare a apei. Temperatura stratului superior și suprafața apei în sine crește puțin în același timp. În sol, căldura primită este distribuită într-un strat superior subțire, care este foarte fierbinte. Membru Gîn ecuația de echilibru termic pentru apă este mult mai mare decât pentru sol și Pîn mod corespunzător mai puțin.
Noaptea și iarna, apa pierde căldură din stratul de suprafață, dar în locul ei vine căldura acumulată din straturile subiacente. Prin urmare, temperatura de la suprafața apei scade lent. La suprafața solului, temperatura scade rapid în timpul transferului de căldură: căldura acumulată în stratul subțire superior îl părăsește rapid și pleacă fără a fi completat de jos.
Ca urmare, în timpul zilei și al verii, temperatura de la suprafața solului este mai mare decât temperatura de la suprafața apei; mai scăzut noaptea și iarna. Aceasta înseamnă că fluctuațiile zilnice și anuale de temperatură pe suprafața solului sunt mai mari și mult mai mari decât pe suprafața apei.
Datorită acestor diferențe de distribuție a căldurii, bazinul de apă acumulează o cantitate mare de căldură într-un strat suficient de gros de apă în timpul sezonului cald, care este eliberată în atmosferă în timpul sezonului rece. Solul în timpul sezonului cald degajă noaptea cea mai mare parte a căldurii pe care o primește în timpul zilei și acumulează puțin din ea iarna. Ca urmare, temperatura aerului deasupra mării este mai scăzută vara și mai ridicată iarna decât pe uscat.
| Cuprins |
|---|
| Climatologie și meteorologie |
| PLAN DIDACTIC |
| Meteorologie și climatologie |
| Atmosfera, vremea, clima |
| Observatii meteorologice |
| Aplicarea cardurilor |
| Serviciul Meteorologic și Organizația Meteorologică Mondială (OMM) |
| Procese de formare a climei |
| Factori astronomici |
| Factori geofizici |
| Factori meteorologici |
| Despre radiația solară |
| Echilibrul termic și radiativ al Pământului |
| radiatia solara directa |
| Modificări ale radiației solare în atmosferă și pe suprafața pământului |
| Fenomene de împrăștiere a radiațiilor |
| Radiația totală, radiația solară reflectată, radiația absorbită, PAR, albedoul Pământului |
| Radiația suprafeței pământului |
| Contra-radiația sau contra-radiația |
| Bilanțul de radiații al suprafeței pământului |
| Distribuția geografică a balanței radiațiilor |
| Presiunea atmosferică și câmpul baric |
| sisteme de presiune |
| fluctuatiile de presiune |
| Accelerația aerului datorită gradientului baric |
| Forța de deviere a rotației Pământului |
| Vânt geostrofic și în gradient |
| legea barică a vântului |
| Fronturi în atmosferă |
| Regimul termic al atmosferei |
| Bilanțul termic al suprafeței pământului |
| Variația zilnică și anuală a temperaturii la suprafața solului |
| Temperaturile masei de aer |
| Amplitudinea anuală a temperaturii aerului |
| Clima continentală |
| Nori și precipitații |
| Evaporare și saturație |
| Umiditate |
| Distribuția geografică a umidității aerului |
| condensare atmosferică |
| nori |
| Clasificarea internațională a norilor |
| Înnorarea, variația sa zilnică și anuală |
| Precipitații din nori (clasificarea precipitațiilor) |
| Caracteristicile regimului de precipitaţii |
| Cursul anual al precipitațiilor |
| Semnificația climatică a stratului de zăpadă |
| Chimia atmosferică |
| Compoziția chimică a atmosferei Pământului |
| Compoziția chimică a norilor |
| Compoziția chimică a precipitațiilor |
Pentru a evalua corect gradul de încălzire și răcire a diferitelor suprafețe de pământ, calculați evaporarea pentru , determinați modificările conținutului de umiditate din sol, dezvoltați metode de predicție a înghețului și, de asemenea, evaluați impactul lucrărilor de recuperare asupra condițiilor climatice ale solului. stratul de aer de suprafață, sunt necesare date despre balanța termică a suprafeței pământului.
Suprafața pământului primește și pierde în mod continuu căldură ca urmare a expunerii la o varietate de fluxuri de radiații cu unde scurte și unde lungi. Absorbind într-o măsură mai mare sau mai mică radiația totală și contraradiația, suprafața pământului se încălzește și emite radiații cu undă lungă, ceea ce înseamnă că pierde căldură. Valoarea care caracterizează pierderea de căldură a pământului
suprafața este radiația efectivă. Este egală cu diferența dintre radiația proprie a suprafeței pământului și contraradiația atmosferei. Deoarece contraradiația atmosferei este întotdeauna ceva mai mică decât cea a pământului, această diferență este pozitivă. În timpul zilei, radiația efectivă este blocată de radiația de unde scurte absorbită. Noaptea, în absența radiației solare cu unde scurte, radiația eficientă scade temperatura suprafeței pământului. Pe vreme înnorată, datorită creșterii contraradiației atmosferei, radiația efectivă este mult mai mică decât pe vreme senină. Răcirea mai mică și nocturnă a suprafeței pământului. La latitudinile mijlocii, suprafața pământului pierde prin radiația efectivă aproximativ jumătate din cantitatea de căldură pe care o primesc din radiația absorbită.
Sosirea și consumul de energie radiantă este estimată prin valoarea bilanțului de radiații al suprafeței pământului. Este egal cu diferența dintre radiația absorbită și cea eficientă, starea termică a suprafeței pământului depinde de aceasta - încălzirea sau răcirea acesteia. În timpul zilei, este pozitiv aproape tot timpul, adică aportul de căldură depășește consumul. Noaptea, balanța radiațiilor este negativă și egală cu radiația efectivă. Valorile anuale ale bilanțului de radiații ale suprafeței pământului, cu excepția celor mai înalte latitudini, sunt peste tot pozitive. Acest exces de căldură este cheltuit pentru încălzirea atmosferei prin conducerea căldurii turbulente, pe evaporare și pe schimbul de căldură cu straturi mai adânci de sol sau apă.
Dacă luăm în considerare condițiile de temperatură pentru o perioadă lungă (un an sau mai bine un număr de ani), atunci suprafața pământului, atmosfera separat și sistemul „Pământ-atmosfera” se află într-o stare de echilibru termic. Temperatura medie a acestora variază puțin de la an la an. În conformitate cu legea conservării energiei, putem presupune că suma algebrică a fluxurilor de căldură care vin la suprafața pământului și ies din aceasta este egală cu zero. Aceasta este ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței pământului. Semnificația sa este că echilibrul de radiații al suprafeței pământului este echilibrat prin transferul de căldură neradiativ. Ecuația de echilibru termic, de regulă, nu ia în considerare (din cauza micii lor) fluxuri precum căldura transferată prin precipitații, consumul de energie pentru fotosinteză, câștigul de căldură din oxidarea biomasei, precum și consumul de căldură pentru topirea gheții sau zăpezii, câștig de căldură din apa înghețată.
Echilibrul termic al sistemului „Pământ-atmosfera” pentru o perioadă lungă de timp este, de asemenea, egal cu zero, adică Pământul ca planetă este în echilibru termic: radiația solară care ajunge la limita superioară a atmosferei este echilibrată de radiația care pleacă. atmosfera de la limita superioară a atmosferei.
Dacă luăm aerul care vine la limita superioară ca 100%, atunci 32% din această cantitate este disipată în atmosferă. Dintre aceștia, 6% se întorc în spațiul mondial. În consecință, 26% iese la suprafața pământului sub formă de radiații împrăștiate; 18% din radiații sunt absorbite de ozon, aerosoli și sunt folosite pentru încălzirea atmosferei; 5% este absorbit de nori; 21% din radiații scapă în spațiu ca urmare a reflexiei de la nori. Astfel, radiația care vine la suprafața pământului este de 50%, din care 24% sunt radiații directe; 47% este absorbit de suprafața pământului, iar 3% din radiația primită este reflectată înapoi în spațiu. Ca rezultat, 30% din radiația solară scapă de la limita superioară a atmosferei în spațiul cosmic. Această valoare se numește albedo planetar al Pământului. Pentru sistemul Pământ-atmosferă, 30% din radiația solară reflectată și împrăștiată, 5% din radiația terestră și 65% din radiația atmosferică, adică doar 100%, se întorc în spațiu prin limita superioară a atmosferei.
