Tepelná bilancia Zeme, atmosféry a zemského povrchu Počas dlhého obdobia je tepelná bilancia nulová, to znamená, že Zem je v tepelnej rovnováhe. I - krátkovlnné žiarenie, II - dlhovlnné žiarenie, III - nežiarivá výmena.

Elektromagnetické žiarenie Žiarenie alebo žiarenie je iná forma hmoty ako hmota. Špeciálnym prípadom žiarenia je viditeľné svetlo; ale žiarenie zahŕňa aj gama lúče, ktoré oko nevníma, röntgenové lúče, ultrafialové a infračervené žiarenie, rádiové vlny vrátane televíznych vĺn.

Charakteristika elektromagnetických vĺn Žiarenie sa šíri všetkými smermi zo zdroja žiariča vo forme m elektromagnetických vĺn s rýchlosťou svetla vo vákuu asi 300 000 km/s. Vlnová dĺžka je vzdialenosť medzi susednými maximami (alebo minimami). m Frekvencia kmitov je počet kmitov za sekundu.

Vlnové dĺžky Ultrafialové žiarenie - vlnová dĺžka od 0,01 do 0,39 mikrónov. Je neviditeľný, to znamená, že ho oko nevníma. Viditeľné svetlo vnímané okom, vlnové dĺžky 0,40 0,76 mikrónov. Vlny okolo 0,40 µm sú fialové, vlny okolo 0,76 µm sú červené. Medzi 0,40 a 0,76 mikrónu je svetlo všetkých farieb viditeľného spektra. Infračervené žiarenie – vlny > 0,76 mikrónov a až niekoľko sto mikrónov sú pre ľudské oko neviditeľné. V meteorológii je zvykom rozlišovať krátkovlnné a dlhovlnné žiarenie. Krátkovlnné žiarenie sa nazýva žiarenie v rozsahu vlnových dĺžok od 0,1 do 4 mikrónov. P

Vlnové dĺžky Keď sa biele svetlo rozloží hranolom na súvislé spektrum, farby v ňom postupne prechádzajú jedna do druhej. Všeobecne sa uznáva, že v rámci určitých limitov vlnových dĺžok (nm) má žiarenie tieto farby: 390-440 - fialová 440-480 modrá 480-510 - modrá 510-550 - zelená 550-575 žltozelená 575-585 žltá 585- 620 - oranžová 630-770 - červená

Vnímanie vlnovej dĺžky Ľudské oko je najcitlivejšie na žltozelené žiarenie s vlnovou dĺžkou asi 555 nm. Existujú tri zóny žiarenia: modrofialová (vlnová dĺžka 400-490 nm), zelená (dĺžka 490-570 nm) červená (dĺžka 580-720 nm). Tieto spektrálne zóny sú zároveň zónami prevládajúcej spektrálnej citlivosti očných detektorov a troch vrstiev farebného filmu.

ABSORPCIA SLNEČNÉHO ŽIARENIA V ATMOSFÉRE Asi 23 % priameho slnečného žiarenia je absorbovaných v atmosfére. e Absorpcia je selektívna: rôzne plyny absorbujú žiarenie v rôznych častiach spektra a v rôznej miere. Dusík absorbuje R veľmi malé vlnové dĺžky v ultrafialovej časti spektra. energie slnečné žiarenie v tejto časti spektra je úplne zanedbateľná, takže absorpcia dusíkom prakticky neovplyvňuje tok slnečného žiarenia. Kyslík pohltí viac, ale aj veľmi málo – v dvoch úzkych úsekoch viditeľnej časti spektra a v ultrafialovej časti. Ozón pohlcuje ultrafialové a viditeľné slnečné žiarenie. V atmosfére je ho veľmi málo, no ultrafialové žiarenie v horných vrstvách atmosféry pohlcuje tak silno, že vlny kratšie ako 0,29 mikrónu v slnečnom spektre pri zemskom povrchu vôbec nepozorujeme. Jeho absorpcia slnečného žiarenia ozónom dosahuje 3 % priameho slnečného žiarenia.

ABSORPCIA SLNEČNÉHO ŽIARENIA V ATMOSFÉRE CO 2 silne absorbuje v infračervenom spektre, ale jeho obsah v atmosfére je veľmi malý, takže jeho absorpcia priameho slnečného žiarenia je vo všeobecnosti malá. Vodná para je hlavným absorbérom žiarenia, sústredeným v troposfére. Absorbuje žiarenie vo viditeľnej a blízkej infračervenej oblasti spektra. Oblaky a atmosférické nečistoty (aerosólové častice) absorbujú slnečné žiarenie v rôznych častiach spektra v závislosti od zloženia nečistôt. Vodná para a aerosóly absorbujú asi 15%, oblaky 5% žiarenia.

Tepelná bilancia Zeme Rozptýlené žiarenie prechádza atmosférou a je rozptýlené molekulami plynu. Takáto radiácia je 70 % v polárnych šírkach a 30 % v trópoch.

Tepelná bilancia Zeme 38% rozptýleného žiarenia sa vracia do vesmíru. Dodáva modrú farbu oblohy a rozptyľuje svetlo pred a po západe slnka.

Tepelná bilancia Zeme Priama + difúzna = spolu R 4 % sa odráža v atmosfére 10 % sa odráža od zemského povrchu 20 % sa premieňa na tepelnú energiu 24 % sa vynakladá na ohrev vzduchu Celková strata tepla atmosférou je 58 % všetky prijaté

Advekcia vzduchu Pohyb vzduchu v horizontálnom smere. O advekcii môžeme hovoriť: vzduchové hmoty, teplo, vodná para, moment pohybu, vír rýchlosti atď. Atmosférické javy, ktoré vznikajú v dôsledku advekcie, sa nazývajú advektívne: advektívne hmly, advektívne búrky, advektívne mrazy atď.

ALBEDO 1. V širšom zmysle odrazivosť povrchu: voda, vegetácia (les, step), orná pôda, oblaky atď. Napríklad Albedo korún lesa je 10 - 15%, tráva - 20 - 25%, piesok - 30 - 35%, čerstvo napadnutý sneh - 50 - 75% alebo viac. 2. Albedo Zeme - percento slnečného žiarenia odrazeného zemeguľou spolu s atmosférou späť do svetového priestoru, k slnečnému žiareniu, ktoré dorazilo na hranicu atmosféry. A = O / P K návratu žiarenia Zemou dochádza odrazom od zemského povrchu a oblakov dlhovlnného žiarenia, ako aj rozptylom priameho krátkovlnného žiarenia atmosférou. Najvyššiu odrazivosť (85 %) má povrch snehu. Zemské albedo je asi 42%

Dôsledky inverzie Keď sa normálny proces konvekcie zastaví, spodná vrstva atmosféry je znečistená Zimný dym v meste Šanghaj, hranica vertikálnej distribúcie vzduchu je jasne viditeľná

Teplotná inverzia Klesanie studeného vzduchu vytvára ustálený stav atmosféry. Dym z komína nedokáže prekonať zostupujúcu vzduchovú hmotu

Priebeh atmosférického tlaku vzduchu. 760 mm tr. čl. = 1033 g Pa Denná zmena atmosférického tlaku

Voda v atmosfére Celkový objem je 12 - 13 tisíc km 3 vodnej pary. Výpar z povrchu oceánu 86 % Výpar z povrchu kontinentov 14 % Množstvo vodnej pary klesá s výškou, ale intenzita tohto procesu závisí od: povrchovej teploty a vlhkosti, rýchlosti vetra a atmosférického tlaku.

Charakteristika vlhkosti vzduchu Vlhkosť vzduchu je množstvo vodnej pary vo vzduchu. Absolútna vlhkosť vzduchu - obsah vodnej pary (g) na 1 m 3 vzduchu alebo jej tlak (mm Hg) Relatívna vlhkosť - stupeň nasýtenia vzduchu vodnou parou (%)

Charakteristiky atmosférickej vlhkosti Maximálna nasýtenosť vlhkosťou je hranica obsahu vodnej pary vo vzduchu pri danej teplote. Rosný bod - teplota, pri ktorej ho vodná para obsiahnutá vo vzduchu nasýti (τ)

Charakteristiky atmosférickej vlhkosti Vyparovanie - skutočné vyparovanie z daného povrchu pri danej teplote Vyparovanie - maximálne možné vyparovanie pri danej teplote

Charakteristiky atmosférickej vlhkosti Vyparovanie sa rovná evapotranspirácii nad vodnou hladinou a oveľa menej nad pevninou. Pri vysokých teplotách sa zvyšuje absolútna vlhkosť, relatívna vlhkosť zostáva rovnaká, ak je vody málo.

Charakteristiky atmosférickej vlhkosti V studenom vzduchu s nízkou absolútnou vlhkosťou môže relatívna vlhkosť dosiahnuť 100 %. Po dosiahnutí rosného bodu zrážky klesajú. V chladnom podnebí aj pri veľmi nízkej relatívnej vlhkosti.

Príčiny zmien vlhkosti vzduchu 1. ZONALITA Absolútna vlhkosť klesá od rovníka (20 - 30 mm) k pólom (1 - 2 mm). Relatívna vlhkosť sa mení málo (70 - 80%).

Príčiny zmien vlhkosti vzduchu 2. Ročný chod absolútnej vlhkosti zodpovedá priebehu teplôt: čím teplejšie, tým vyššie

MEDZINÁRODNÁ KLASIFIKÁCIA OBLAKOV Oblaky sa podľa vzhľadu delia na 10 hlavných foriem (rodov). V hlavných rodoch sú: druhy, odrody a iné znaky; ako aj medziľahlé formy. g Oblačnosť sa meria v bodoch: 0 - bezoblačno; 10 - obloha je úplne pokrytá mrakmi.

MEDZINÁRODNÁ KLASIFIKÁCIA OBLAKOV Rody mrakov Ruský názov Latinský názov I Cirrus Cirrus (Ci) II Cirrocumulus Cirrocumulus (Cc) III Cirrostratus Cirrostratus (Cs) IV Altocumulus Altocumulus (Ac) V Altostratus Altostratus (As) VI (Nimbostratus) VII Stratcumulus (Ns) Sc) VIII Stratus Stratus (St) IX Kumulus Kumulus (Cu) X Kumulonimbus Kumulonimbus (Cb) Výška etapy H = 7 – 18 km H = 2 – 8 km H = do 2 km

Oblaky nižšej úrovne. Oblaky Stratostratus majú rovnaký pôvod ako Altostratus. Ich vrstva je však niekoľko kilometrov. Tieto oblaky sú v nižších, stredných a často vyšších vrstvách. V hornej časti pozostávajú z drobných kvapiek a snehových vločiek, v spodnej časti môžu obsahovať veľké kvapky a snehové vločky. Preto má vrstva týchto oblakov tmavosivú farbu. Slnko a mesiac cez ňu nepresvitajú. Zo stratocinimbusových oblakov spravidla padá zamračený dážď alebo sneh, dosahujúci zemský povrch.

Oblaky strednej vrstvy Oblaky Altocumulus sú oblakové vrstvy alebo hrebene bielej alebo šedej farby (alebo oboch). Sú to skôr tenké oblaky, viac-menej zakrývajúce slnko. Vrstvy alebo hrebene pozostávajú z plochých hriadeľov, kotúčov, dosiek, často usporiadaných v radoch. Objavujú sa v nich optické javy - koruny, iridescence - dúhové sfarbenie okrajov oblakov smerujúcich k slnku. Irisa naznačuje, že oblaky altocumulus sa skladajú z veľmi malých, rovnomerných kvapiek, zvyčajne podchladených.

Oblaky strednej vrstvy Optické javy v oblakoch Altocumulus Oblaky Koruny v oblakoch Oblaková iridescence Halo

Horné oblaky Sú to najvyššie oblaky v troosfére, vznikajú pri najnižších teplotách a sú zložené z ľadových kryštálikov, sú biele, priesvitné a zakrývajú málo slnečného svetla.

Fázové zloženie oblakov Vodné (kvapkové) oblaky, pozostávajúce len z kvapiek. Môžu existovať nielen pri pozitívnych teplotách, ale aj pri negatívnych teplotách (-100 C a menej). V tomto prípade sú kvapky v podchladenom stave, čo je v atmosférických podmienkach celkom bežné. c Zmiešané oblaky pozostávajúce zo zmesi podchladených oblakov a ľadových kryštálikov. Môžu existovať spravidla pri teplotách od -10 do -40 °C. Ľadové (kryštalické) oblaky, pozostávajúce iba z ľadu a kryštálov. Prevládajú spravidla pri teplotách pod 30°C.

Uvažujme spolu s atmosférou aj tepelný režim aktívnej vrstvy Zeme. Aktívna vrstva je taká vrstva pôdy alebo vody, ktorej teplota denne a ročne kolíše. Pozorovania ukazujú, že na súši sa denné výkyvy šíria do hĺbky 1 - 2 m, ročné výkyvy - do vrstvy niekoľkých desiatok metrov. V moriach a oceánoch je hrúbka aktívnej vrstvy desaťkrát väčšia ako na súši. Spojenie medzi tepelnými režimami atmosféry a aktívnou vrstvou Zeme sa uskutočňuje pomocou takzvanej rovnice tepelnej bilancie zemského povrchu. Táto rovnica bola prvýkrát použitá v roku 1941 na zostavenie teórie denných zmien teploty vzduchu A.A. Dorodnitsyn. V nasledujúcich rokoch bola rovnica tepelnej bilancie široko používaná mnohými výskumníkmi na štúdium rôznych vlastností povrchovej vrstvy atmosféry, až po posúdenie zmien, ktoré nastanú pod vplyvom aktívnych vplyvov, napríklad na ľadovej pokrývke Arktída. Zastavme sa pri odvodení rovnice pre tepelnú bilanciu zemského povrchu. Slnečné žiarenie, ktoré dorazilo na zemský povrch, je na súši absorbované v tenkej vrstve, ktorej hrúbka bude označená (obr. 1). Okrem prúdenia slnečného žiarenia zemský povrch prijíma teplo vo forme toku infračerveného žiarenia z atmosféry, teplo stráca vlastným žiarením.

Ryža. jeden.

V pôde každý z týchto tokov prechádza zmenou. Ak sa v elementárnej vrstve s hrúbkou (- hĺbka počítaná od povrchu do hĺbky pôdy) tok Ф zmenil o dФ, potom môžeme zapísať

kde a je koeficient absorpcie, je hustota pôdy. Integráciou posledného vzťahu v rozsahu od do dostaneme

kde je hĺbka, v ktorej prietok klesá faktorom e v porovnaní s prietokom Ф(0) at. Spolu so žiarením sa prenos tepla uskutočňuje turbulentnou výmenou povrchu pôdy s atmosférou a molekulárnou výmenou s podložnými vrstvami pôdy. Pod vplyvom turbulentnej výmeny pôda stráca alebo prijíma množstvo tepla, ktoré sa rovná

Okrem toho sa z povrchu pôdy vyparuje voda (prípadne vodná para kondenzuje), čím sa spotrebuje množstvo tepla

Molekulárny tok cez spodnú hranicu vrstvy je zapísaný ako

kde je súčiniteľ tepelnej vodivosti pôdy, je jej merná tepelná kapacita, je súčiniteľ molekulovej tepelnej difúznosti.

Vplyvom prílevu tepla sa mení teplota pôdy a pri teplotách blízkych 0 sa topí ľad (alebo zamŕza voda). Na základe zákona zachovania energie vo zvislom stĺpci pôdy môžeme zapísať hrúbku.

V rovnici (19) je prvý člen na ľavej strane množstvo tepla vynaložené na zmenu obsahu tepla cm 3 pôdy za jednotku času, druhé množstvo tepla použitého na roztopenie ľadu (). Na pravej strane sú všetky tepelné toky, ktoré vstupujú do vrstvy pôdy cez hornú a dolnú hranicu, označené znamienkom „+“ a tie, ktoré vrstvu opúšťajú, sú označené znamienkom „-“. Rovnica (19) je rovnica tepelnej bilancie pre hrúbku vrstvy pôdy. V tejto všeobecnej forme táto rovnica nie je nič iné ako rovnica tepelného toku napísaná pre vrstvu konečnej hrúbky. Nie je možné z neho vytiahnuť žiadne dodatočné informácie (v porovnaní s rovnicou tepelného toku) o tepelnom režime vzduchu a pôdy. Možno však naznačiť niekoľko špeciálnych prípadov rovnice tepelnej bilancie, kedy ju možno použiť ako okrajovú podmienku nezávislú od diferenciálnych rovníc. V tomto prípade rovnica tepelnej bilancie umožňuje určiť neznámu teplotu zemského povrchu. Nasledujúce sú takéto špeciálne prípady. Na zemi, ktorá nie je pokrytá snehom alebo ľadom, je hodnota, ako už bolo uvedené, dosť malá. Súčasne je pomer ku každému z množstiev, ktoré sú rádovo v molekulárnom rozsahu, dosť veľký. Výsledkom je, že rovnica pre pôdu bez procesov topenia ľadu môže byť napísaná s dostatočnou presnosťou vo forme:

Súčet prvých troch členov v rovnici (20) nie je nič iné ako radiačná bilancia R zemského povrchu. Rovnica pre tepelnú bilanciu zemského povrchu má teda tvar:

Rovnica tepelnej bilancie v tvare (21) sa používa ako okrajová podmienka pri štúdiu tepelného režimu atmosféry a pôdy.

Atmosféra, podobne ako zemský povrch, prijíma takmer všetko teplo zo Slnka. Medzi ďalšie zdroje vykurovania patrí teplo prichádzajúce z útrob Zeme, ale ide len o zlomok percenta z celkového množstva tepla.

Slnečné žiarenie je síce jediným zdrojom tepla pre zemský povrch, no tepelný režim geografického obalu nie je len dôsledkom radiačnej bilancie. Slnečné teplo sa premieňa a redistribuuje pod vplyvom pozemských faktorov a primárne sa transformuje vzduchom a morskými prúdmi. Tie sú zas spôsobené nerovnomerným rozložením slnečného žiarenia v zemepisných šírkach. Toto je jeden z najjasnejších príkladov úzkeho globálneho prepojenia a interakcie rôznych zložiek v prírode.

Pre živú povahu Zeme je dôležitá redistribúcia tepla medzi rôznymi zemepisnými šírkami, ako aj medzi oceánmi a kontinentmi. Vďaka tomuto procesu dochádza na zemskom povrchu k veľmi zložitému priestorovému prerozdeľovaniu tepla v súlade s nadradenými smermi vzduchu a pohybu vzduchu. oceánske prúdy. Celkový prenos tepla však smeruje spravidla z nízkych zemepisných šírok do vysokých zemepisných šírok az oceánov na kontinenty.

K distribúcii tepla v atmosfére dochádza konvekciou, vedením tepla a sálaním. Tepelná konvekcia sa prejavuje všade na planéte, vetry, stúpavé a klesajúce vzdušné prúdy sú všadeprítomné. Konvekcia je výrazná najmä v trópoch.

Tepelná vodivosť, teda prenos tepla pri priamom kontakte atmosféry s teplým alebo studeným zemským povrchom, má relatívne malý význam, pretože vzduch je zlým vodičom tepla. Práve táto vlastnosť našla široké uplatnenie pri výrobe okenných rámov s dvojitým zasklením.

Prílevy a odlivy tepla v spodnej atmosfére nie sú v rôznych zemepisných šírkach rovnaké. Severne od 38° severnej šírky sh. viac tepla sa uvoľňuje ako absorbuje. Táto strata je kompenzovaná teplými oceánskymi a vzdušnými prúdmi smerujúcimi do miernych zemepisných šírok.

Proces príjmu a výdaja slnečnej energie, ohrevu a ochladzovania celého systému zemskej atmosféry je charakterizovaný tepelnou bilanciou. Ak vezmeme ročný príkon slnečnej energie na hornú hranicu atmosféry ako 100 %, potom bude bilancia slnečnej energie vyzerať takto: 42 % sa odrazí od Zeme a vráti sa späť do vesmíru (táto hodnota charakterizuje albedo), pričom 38 % odráža atmosféra a 4 % povrch Zeme. Zvyšok (58 %) je absorbovaný: 14 % – atmosférou a 44 % – zemským povrchom. Zahriaty povrch Zeme vracia všetku energiu, ktorú absorbuje. Zároveň je vyžarovanie energie zemským povrchom 20 %, 24 % sa spotrebuje na ohrev vzduchu a odparovanie vlhkosti (5,6 % na ohrev vzduchu a 18,4 % na odparovanie vlhkosti).

Takéto všeobecné charakteristiky tepelnej bilancie glóbus všeobecne. V skutočnosti pre rôzne zemepisné pásy pre rôzne povrchy nebude tepelná bilancia ani zďaleka rovnaká. Tepelná bilancia akéhokoľvek územia je teda narušená pri východe a západe slnka, pri zmene ročných období v závislosti od atmosférických podmienok (oblačnosť, vlhkosť vzduchu a prašnosti v ňom), charakteru povrchu (voda alebo zem, les alebo cibuľa). , snehová pokrývka alebo holá zem). ), nadmorská výška nad morom. Väčšina tepla sa vyžaruje v noci, v zime a cez riedky, čistý a suchý vzduch vo vysokých nadmorských výškach. No v konečnom dôsledku sa straty žiarením kompenzujú teplom prichádzajúcim zo Slnka a na Zemi ako celku zavládne stav dynamickej rovnováhy, inak by sa oteplila alebo naopak ochladila.

Teplota vzduchu

K ohrievaniu atmosféry dochádza pomerne komplikovaným spôsobom. Krátke vlnové dĺžky slnečných lúčov, od viditeľného červeného po ultrafialové svetlo, sa v blízkosti zemského povrchu premieňajú na dlhšie tepelné vlny, ktoré neskôr, keď sú vyžarované z povrchu Zeme, ohrievajú atmosféru. Spodné vrstvy atmosféry sa ohrievajú rýchlejšie ako horné, čo sa vysvetľuje indikovaným tepelným žiarením zemského povrchu a tým, že majú vysokú hustotu a sú nasýtené vodnou parou.

Charakteristickým znakom vertikálneho rozloženia teploty v troposfére je jej pokles s výškou. Priemerný vertikálny teplotný gradient, teda priemerný pokles prepočítaný na 100 m nadmorskej výšky, je 0,6 °C. Ochladzovanie vlhkého vzduchu je sprevádzané kondenzáciou vlhkosti. V tomto prípade sa uvoľňuje určité množstvo tepla, ktoré sa vynaložilo na tvorbu pary. Preto, keď vlhký vzduch stúpa, ochladzuje sa takmer dvakrát pomalšie ako suchý vzduch. Geotermálny koeficient suchého vzduchu v troposfére je v priemere 1 °C.

Vzduch, ktorý stúpa z vyhrievaného zemského povrchu a vodných plôch, vstupuje do zóny nízkeho tlaku. To mu umožňuje expandovať a v súvislosti s tým sa určité množstvo tepelnej energie premieňa na kinetickú energiu. V dôsledku tohto procesu sa vzduch ochladí. Ak zároveň teplo odnikiaľ neprijíma a nikam ho nedáva, potom sa celý popísaný proces nazýva adiabatické, čiže dynamické chladenie. A naopak, vzduch klesá, vstupuje do zóny vysokého tlaku, je kondenzovaný vzduchom, ktorý ho obklopuje, a mechanická energia sa mení na tepelnú energiu. Z tohto dôvodu dochádza k adiabatickému zahrievaniu vzduchu, ktoré je v priemere 1 °C na každých 100 m poklesu.

Niekedy teplota stúpa s nadmorskou výškou. Tento jav sa nazýva inverzia. Príčiny u "prejavov sú rôzne: žiarenie zo Zeme cez ľadové príkrovy, prechod silných prúdov teplého vzduchu cez studený povrch. Inverzie sú charakteristické najmä pre horské oblasti: ťažký studený vzduch prúdi do horských kotlín a tam stagnuje, vytláča ľahší teplý vzduch smerom nahor.

Denné a ročné zmeny teploty vzduchu odrážajú tepelný stav povrchu. V prízemnej vrstve vzduchu je denné maximum stanovené na 14-15 hod., minimum je pozorované po východe slnka. Najväčšia denná amplitúda sa odohráva v subtropických zemepisných šírkach (30 ° C), najmenšia - v polárnej (5 ° C). Ročný chod teploty závisí od zemepisnej šírky, charakteru podložného povrchu, výšky miesta nad hladinou oceánu, reliéfu a vzdialenosti od oceánu.

V rozložení ročných teplôt na zemskom povrchu boli odhalené určité geografické zákonitosti.

1. Na oboch pologuliach priemerné teploty smerom k pólom klesajú. Termálny rovník - teplá rovnobežka s priemernou ročnou teplotou 27°C - sa však nachádza na severnej pologuli asi na 15-20° zemepisnej šírky. Vysvetľuje to skutočnosť, že pevnina tu zaberá väčšiu plochu ako na geografickom rovníku.

2. Od rovníka na sever a juh sa teploty menia nerovnomerne. Medzi rovníkom a 25. rovnobežkou je pokles teploty veľmi pomalý – menej ako dva stupne na každých desať stupňov zemepisnej šírky. Medzi 25° a 80° zemepisnej šírky na oboch pologuliach klesajú teploty veľmi rýchlo. Miestami tento pokles presahuje 10 °C. Ďalej smerom k pólom rýchlosť poklesu teploty opäť klesá.

3. Priemerné ročné teploty všetkých rovnobežiek južnej pologule sú nižšie ako teplota zodpovedajúcich rovnobežiek Severná hemisféra. Priemerná teplota vzduchu na prevažne "kontinentálnej" severnej pologuli je +8,6 ° С v januári, +22,4 ° С v júli; na južnej "oceánskej" pologuli je priemerná teplota v júli +11,3 ° С, v januári - +17,5 ° С. Ročná amplitúda kolísania teploty vzduchu na severnej pologuli je dvakrát väčšia kvôli zvláštnostiam distribúcie pevnina a more v zodpovedajúcich zemepisných šírkach a chladiaci účinok grandióznej ľadovej kupoly Antarktídy na klímu južnej pologule.

Izotermické mapy poskytujú dôležité charakteristiky rozloženia teplôt vzduchu na Zemi. Na základe analýzy rozloženia júlových izoterm na zemskom povrchu možno teda sformulovať nasledujúce hlavné závery.

1. V extratropických oblastiach oboch hemisfér sa izotermy nad kontinentmi ohýbajú na sever vzhľadom na jeho polohu na oknách. Na severnej pologuli je to spôsobené tým, že pevnina sa zahrieva viac ako more a na juhu je to opačný pomer: v tomto čase je pevnina chladnejšia ako more.

2. Nad oceánmi odrážajú júlové izotermy vplyv teplotných prúdov studeného vzduchu. Je to viditeľné najmä pozdĺž západných brehov Severná Amerika a Afriky, ktoré obmýva studená línia kalifornských a kanárskych oceánskych prúdov. Na južnej pologuli sú izotermy zakrivené opačným smerom na sever – aj vplyvom studených prúdov.

3. Najvyššie priemerné teploty v júli sú pozorované v púšťach severne od rovníka. Obzvlášť horúce je v tomto období v Kalifornii, na Sahare, v Arábii, Iráne a vo vnútrozemí Ázie.

Rozloženie januárových izoterm má tiež svoje vlastné charakteristiky.

1. Ohyby izoterm nad oceánmi na severe a nad pevninou na juhu sa stávajú ešte výraznejšími, kontrastnejšími. Najvýraznejšie je to na severnej pologuli. Silné ohyby izotermy smerom k severnému pólu odrážajú zvýšenie tepelnej úlohy oceánskych prúdov Golfského prúdu v r. Atlantický oceán a Kuro-Sio v Tichomorí.

2. V extratropických oblastiach oboch hemisfér sú izotermy nad kontinentmi nápadne zakrivené na juh. Je to spôsobené tým, že na severnej pologuli je zem chladnejšia a na južnej pologuli je teplejšia ako more.

3. Najvyššie priemerné teploty v januári sa vyskytujú v púšťach tropického pásma južnej pologule.

4. Oblasti najväčšieho ochladenia na planéte v januári, rovnako ako v júli, sú Antarktída a Grónsko.

Vo všeobecnosti možno konštatovať, že izotermy južnej pologule majú počas všetkých ročných období viac priamočiary (zemepisný) vzor úderov. Absencia výraznejších anomálií v priebehu izoterm je tu vysvetlená výraznou prevahou vodnej plochy nad pevninou. Analýza priebehu izoterm ukazuje úzku závislosť teplôt nielen od veľkosti slnečného žiarenia, ale aj od redistribúcie tepla oceánskymi a vzdušnými prúdmi.

Rozdiel medzi absorbovaným slnečným žiarením a efektívnym žiarením je radiačná bilancia, čiže zvyškové žiarenie zemského povrchu (B). Radiačnú bilanciu, spriemerovanú na celom povrchu Zeme, možno zapísať ako vzorec B = Q * (1 - A) - E eff alebo B = Q - R k - E eff. Obrázok 24 ukazuje približné percento rôznych typov žiarenia zapojených do radiačnej a tepelnej bilancie. Je zrejmé, že povrch Zeme absorbuje 47% všetkého žiarenia, ktoré dorazilo na planétu, a efektívne žiarenie je 18%. Radiačná bilancia, spriemerovaná na povrch celej Zeme, je teda kladná a dosahuje 29 %.

Ryža. 24. Schéma radiačnej a tepelnej bilancie zemského povrchu (podľa K. Ya. Kondratieva)

Rozloženie radiačnej bilancie na zemskom povrchu je veľmi zložité. Znalosť vzorcov tohto rozloženia je mimoriadne dôležitá, pretože pod vplyvom zvyškového žiarenia sa vytvára teplotný režim podložného povrchu a troposféry a klíma Zeme ako celku. Analýza máp radiačnej bilancie zemského povrchu za rok (obr. 25) vedie k nasledujúcim záverom.

Ročný súčet radiačnej bilancie zemského povrchu je takmer všade pozitívny, s výnimkou ľadových plošín Antarktídy a Grónska. Jeho ročné hodnoty zonálne a pravidelne klesajú od rovníka k pólom v súlade s hlavným faktorom - celkovou radiáciou. Navyše rozdiel v hodnotách radiačnej bilancie medzi rovníkom a pólmi je výraznejší ako rozdiel v hodnotách celkového žiarenia. Preto je zonalita radiačnej bilancie veľmi výrazná.

Ďalšou pravidelnosťou radiačnej bilancie je jej zvyšovanie pri prechode z pevniny do oceánu s diskontinuitami a miešaním izolínií pozdĺž pobrežia. Táto vlastnosť je lepšie vyjadrená v rovníkovo-tropických šírkach a postupne sa vyhladzuje k polárnym.Väčšia radiačná bilancia nad oceánmi sa vysvetľuje nižším vodným albedom, najmä v rovníkovo-tropických šírkach a zníženou efektívnou radiáciou spôsobenou k nižšej teplote povrchu oceánu a výraznému obsahu vlhkosti vzduchu a oblačnosti. Vzhľadom na zvýšené hodnoty radiačnej bilancie a veľkú plochu oceánu na planéte (71 %) je to práve on ktorý hrá vedúcu úlohu v tepelnom režime Zeme a rozdiel v radiačnej bilancii oceánov a kontinentov určuje ich neustály a hlboký vzájomný vplyv vo všetkých zemepisných šírkach.

Ryža. 25. Radiačná bilancia zemského povrchu za rok [MJ / (m 2 X rok)] (podľa S. P. Khromova a M. A. Petrosyantsa)

Sezónne zmeny v radiačnej bilancii v rovníkovo-tropických šírkach sú malé (obr. 26, 27). To má za následok malé výkyvy teplôt počas roka. Ročné obdobia tam teda neurčuje priebeh teplôt, ale ročný režim zrážok. V extratropických zemepisných šírkach dochádza v priebehu roka ku kvalitatívnym zmenám v radiačnej bilancii z kladných na záporné hodnoty. V lete sú na rozsiahlych územiach miernych a čiastočne vysokých zemepisných šírok významné hodnoty radiačnej bilancie (napr. v júni na súši blízko polárneho kruhu sú rovnaké ako v tropických púšťach) a jej kolísanie v zemepisné šírky sú relatívne malé. To sa odráža v teplotnom režime, a teda v oslabení medzilatitudinálnej cirkulácie počas tohto obdobia. V zime, na veľkých plochách, je radiačná bilancia negatívna: čiara nulovej radiačnej bilancie najchladnejšieho mesiaca prechádza nad pevninou približne pozdĺž 40 ° zemepisnej šírky, cez oceány - pozdĺž 45 °. Rôzne termobarické podmienky v zime vedú k aktivácii atmosférických procesov v miernych a subtropických pásmach. Negatívna radiačná bilancia v zime v miernych a polárnych šírkach je čiastočne kompenzovaná prílevom tepla vzduchom a vodnou hmotou z rovníkovo-tropických šírok. Na rozdiel od nízkych zemepisných šírok v miernych a vysokých zemepisných šírkach sú ročné obdobia determinované predovšetkým tepelnými podmienkami, ktoré závisia od radiačnej bilancie.

Ryža. 26. Radiačná bilancia zemského povrchu za jún [v 10 2 MJ / (m 2 x M es.) |

V horách všetkých zemepisných šírok je distribúcia radiačnej bilancie komplikovaná vplyvom výšky, dĺžky trvania snehovej pokrývky, slnečného žiarenia svahov, oblačnosti a pod. , je tam radiačná bilancia nižšia v dôsledku albeda snehu a ľadu, nárastu podielu efektívneho žiarenia a ďalších faktorov.

Atmosféra Zeme má svoju vlastnú radiačnú rovnováhu. Príchod žiarenia do atmosféry sa uskutočňuje v dôsledku absorpcie krátkovlnného slnečného žiarenia a dlhovlnného pozemného žiarenia. Žiarenie je spotrebovávané atmosférou s protižiarením, ktoré je úplne kompenzované pozemským žiarením a v dôsledku odchádzajúceho žiarenia. Radiačná bilancia atmosféry je podľa odborníkov negatívna (-29 %).

Vo všeobecnosti je radiačná bilancia zemského povrchu a atmosféry 0, to znamená, že Zem je v radiačnej rovnováhe. Nadbytok žiarenia na zemskom povrchu a jeho nedostatok v atmosfére však núti položiť si otázku: prečo pri nadbytku žiarenia zemský povrch nespaľuje a atmosféra s jeho nedostatkom nezamrzne na teplota absolútna nula? Faktom je, že medzi povrchom Zeme a atmosférou (ako aj medzi povrchom a hlbokými vrstvami Zeme a vodou) existujú nežiarivé spôsoby prenosu tepla. Prvou je molekulová tepelná vodivosť a turbulentný prenos tepla (H), pri ktorých sa ohrieva atmosféra a teplo sa v nej prerozdeľuje vertikálne a horizontálne. Ohrievajú sa aj hlboké vrstvy zeme a vody. Druhým je aktívna výmena tepla, ku ktorej dochádza, keď voda prechádza z jedného fázového stavu do druhého: počas vyparovania sa teplo absorbuje a počas kondenzácie a sublimácie vodnej pary sa uvoľňuje latentné teplo vyparovania (LE).

Práve neradiačné spôsoby prenosu tepla vyrovnávajú radiačné bilancie zemského povrchu a atmosféry, pričom obe vyrovnávajú na nulu a zabraňujú prehrievaniu povrchu a prechladzovaniu zemskej atmosféry. Zemský povrch stráca 24 % žiarenia v dôsledku vyparovania vody (a atmosféra, resp. dostáva rovnaké množstvo následnou kondenzáciou a sublimáciou vodnej pary vo forme mrakov a hmly) a 5 % žiarenia, keď atmosféra sa ohrieva od zemského povrchu. Celkovo to predstavuje práve 29 % radiácie, ktorá je na zemskom povrchu nadmerná a ktorá v atmosfére chýba.

Ryža. 27. Radiačná bilancia zemského povrchu za december [v 10 2 MJ / (m 2 x M es.)]

Ryža. 28. Zložky tepelnej bilancie zemského povrchu vo dne (podľa S. P. Khromova)

Algebraický súčet všetkých príjmov a výdajov tepla na zemský povrch a v atmosfére sa nazýva tepelná bilancia; radiačná bilancia je teda najdôležitejšou zložkou tepelnej bilancie. Rovnica pre tepelnú bilanciu zemského povrchu má tvar:

B – LE – P±G = 0,

kde B je bilancia žiarenia zemského povrchu, LE je spotreba tepla na vyparovanie (L je špecifické teplo vyparovania, £ je hmotnosť vyparenej vody), P je turbulentná výmena tepla medzi povrchom pod ním a atmosférou, G je výmena tepla s podkladovým povrchom (obr. 28). Strata povrchového tepla na ohrev aktívnej vrstvy počas dňa a leta je takmer úplne kompenzovaná jeho spätným prúdením z hĺbky na povrch v noci a v zime, takže priemerná dlhodobá ročná teplota horné vrstvy pôda a voda svetového oceánu sa považuje za konštantnú a G pre takmer akýkoľvek povrch možno považovať za rovné nule. Z dlhodobého hľadiska sa preto ročná tepelná bilancia zemského povrchu a svetového oceánu vynakladá na vyparovanie a výmenu tepla medzi podložným povrchom a atmosférou.

Distribúcia tepelnej bilancie na zemskom povrchu je zložitejšia ako radiačná, v dôsledku mnohých faktorov, ktoré ju ovplyvňujú: oblačnosť, zrážky, povrchové zahrievanie atď. V rôznych zemepisných šírkach sa hodnoty tepelnej bilancie líšia od 0 v jednom smere. alebo iný: vo vysokých zemepisných šírkach je negatívny a v nízkych - pozitívny. Nedostatok tepla v severných a južných polárnych oblastiach je kompenzovaný jeho prenosom z tropických zemepisných šírok najmä pomocou oceánskych prúdov a vzdušných hmôt, čím sa vytvára tepelná rovnováha medzi rôznymi zemepisnými šírkami zemského povrchu.

Tepelná bilancia atmosféry je napísaná takto: –B + LE + P = 0.

Je zrejmé, že vzájomne sa dopĺňajúce tepelné režimy zemského povrchu a atmosféry sa navzájom vyrovnávajú: všetko slnečné žiarenie vstupujúce na Zem (100 %) je vyvážené stratou žiarenia Zeme odrazom (30 %) a radiáciou (70 %). , teda vo všeobecnosti tepelná Rovnováha Zeme, podobne ako radiačná, sa rovná 0. Zem je v radiačnej a tepelnej rovnováhe a každé jej narušenie môže viesť k prehriatiu alebo ochladeniu našej planéty.

Charakter tepelnej bilancie a jej energetická úroveň určujú vlastnosti a intenzitu väčšiny procesov prebiehajúcich v geografickom obale a predovšetkým tepelný režim troposféry.

Aby bolo možné správne posúdiť stupeň ohrevu a ochladzovania rôznych zemských povrchov, vypočítať výpar pre , určiť zmeny obsahu vlhkosti v pôde, vyvinúť metódy na predpovedanie zamrznutia a tiež vyhodnotiť vplyv rekultivačných prác na klimatické podmienky krajiny. povrchovej vzduchovej vrstvy sú potrebné údaje o tepelnej bilancii zemského povrchu.

Zemský povrch nepretržite prijíma a stráca teplo v dôsledku vystavenia rôznym prúdom krátkovlnného a dlhovlnného žiarenia. Vo väčšej či menšej miere absorbuje celkové žiarenie a protižiarenie, zemský povrch sa zahrieva a vyžaruje dlhovlnné žiarenie, čím stráca teplo. Hodnota charakterizujúca stratu tepla zeme
povrch je efektívne žiarenie. Rovná sa rozdielu medzi vlastným žiarením zemského povrchu a protižiarením atmosféry. Keďže protižiarenie atmosféry je vždy o niečo menšie ako u Zeme, tento rozdiel je pozitívny. Počas dňa je účinné žiarenie blokované absorbovaným krátkovlnným žiarením. V noci pri absencii krátkovlnného slnečného žiarenia efektívne žiarenie znižuje teplotu zemského povrchu. Pri zamračenom počasí je v dôsledku zvýšenia protižiarenia atmosféry účinné žiarenie oveľa menšie ako pri jasnom počasí. Menšie a nočné ochladzovanie zemského povrchu. V stredných zemepisných šírkach stráca zemský povrch efektívnym žiarením asi polovicu množstva tepla, ktoré prijíma z absorbovaného žiarenia.

Príchod a spotreba energie žiarenia sa odhaduje hodnotou radiačnej bilancie zemského povrchu. Rovná sa rozdielu medzi absorbovaným a efektívnym žiarením, závisí od neho tepelný stav zemského povrchu - jeho ohrievanie alebo ochladzovanie. Cez deň je takmer stále kladný, teda príkon tepla prevyšuje spotrebu. V noci je radiačná bilancia negatívna a rovná sa efektívnemu žiareniu. Ročné hodnoty radiačnej bilancie zemského povrchu, s výnimkou najvyšších zemepisných šírok, sú všade pozitívne. Toto prebytočné teplo sa vynakladá na ohrievanie atmosféry turbulentným vedením tepla, na vyparovanie a na výmenu tepla s hlbšími vrstvami pôdy alebo vody.

Ak vezmeme do úvahy teplotné podmienky počas dlhého obdobia (rok alebo lepšie niekoľko rokov), potom zemský povrch, atmosféra zvlášť a systém „Zem-atmosféra“ sú v stave tepelnej rovnováhy. Ich priemerná teplota sa z roka na rok mení len málo. V súlade so zákonom zachovania energie môžeme predpokladať, že algebraický súčet tepelných tokov prichádzajúcich na zemský povrch a odchádzajúcich z neho je rovný nule. Toto je rovnica pre tepelnú bilanciu zemského povrchu. Jeho význam spočíva v tom, že radiačná bilancia zemského povrchu je vyvážená neradiačným prenosom tepla. Rovnica tepelnej bilancie spravidla nezohľadňuje (pre ich malosť) také toky ako teplo odovzdané zrážkami, spotrebu energie na fotosyntézu, tepelné zisky z oxidácie biomasy, ako aj spotrebu tepla na topenie ľadu či snehu, tepelný zisk zo zamŕzajúcej vody.

Tepelná bilancia systému „Zem-atmosféra“ je počas dlhého obdobia tiež rovná nule, t. j. Zem ako planéta je v tepelnej rovnováhe: slnečné žiarenie prichádzajúce na hornú hranicu atmosféry je vyvážené žiarením opúšťajúcim atmosféra z hornej hranice atmosféry.

Ak vezmeme vzduch prichádzajúci k hornej hranici ako 100%, potom 32% z tohto množstva sa rozptýli v atmosfére. Z nich sa 6 % vracia späť do svetového priestoru. Následne 26 % prichádza na zemský povrch vo forme rozptýleného žiarenia; 18 % žiarenia absorbuje ozón, aerosóly a používa sa na ohrev atmosféry; 5 % absorbujú mraky; 21 % žiarenia uniká do vesmíru v dôsledku odrazu od oblakov. Žiarenie prichádzajúce na zemský povrch je teda 50 %, z čoho priame žiarenie tvorí 24 %; 47 % je absorbovaných zemským povrchom a 3 % prichádzajúceho žiarenia sa odrazia späť do vesmíru. Výsledkom je, že 30 % slnečného žiarenia uniká z hornej hranice atmosféry do vesmíru. Táto hodnota sa nazýva planetárne albedo Zeme. Pre systém Zem-atmosféra sa cez hornú hranicu atmosféry vracia späť do vesmíru 30 % odrazeného a rozptýleného slnečného žiarenia, 5 % pozemského žiarenia a 65 % atmosférického žiarenia, teda len 100 %.