สมดุลความร้อนของโลก บรรยากาศ และ พื้นผิวโลกในช่วงเวลาที่ยาวนาน สมดุลความร้อนจะเป็นศูนย์ กล่าวคือ โลกอยู่ในสภาวะสมดุลทางความร้อน I - รังสีคลื่นสั้น II - รังสีคลื่นยาว III - การแลกเปลี่ยนที่ไม่ใช่การแผ่รังสี

การแผ่รังสีแม่เหล็กไฟฟ้า การแผ่รังสีหรือการแผ่รังสีเป็นรูปแบบของสสารอื่นที่ไม่ใช่สสาร กรณีพิเศษของรังสีคือแสงที่มองเห็นได้ แต่รังสียังรวมถึงรังสีแกมมาที่ตามองไม่เห็น รังสีเอกซ์ รังสีอัลตราไวโอเลตและอินฟราเรด คลื่นวิทยุ รวมถึงคลื่นโทรทัศน์

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

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

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

การรับรู้ความยาวคลื่น ดวงตาของมนุษย์ไวต่อรังสีสีเขียวแกมเหลืองมากที่สุด โดยมีความยาวคลื่นประมาณ 555 นาโนเมตร มีโซนการแผ่รังสีสามโซน: น้ำเงิน-ม่วง (ความยาวคลื่น 400-490 นาโนเมตร), สีเขียว (ความยาว 490-570 นาโนเมตร) สีแดง (ความยาว 580-720 นาโนเมตร) โซนสเปกตรัมเหล่านี้ยังเป็นโซนของความไวสเปกตรัมเด่นของเครื่องตรวจจับตาและฟิล์มสีสามชั้น

การดูดซึมของรังสีแสงอาทิตย์ในบรรยากาศ ประมาณ 23% ของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงถูกดูดซับในชั้นบรรยากาศ e การดูดซับเป็นแบบเฉพาะเจาะจง: ก๊าซต่างชนิดกันดูดซับรังสีในส่วนต่าง ๆ ของสเปกตรัมและในระดับที่ต่างกัน ไนโตรเจนดูดซับ R ความยาวคลื่นขนาดเล็กมากในส่วนอัลตราไวโอเลตของสเปกตรัม พลังงาน รังสีดวงอาทิตย์ในส่วนนี้ของสเปกตรัมนั้นเล็กน้อยมาก ดังนั้นการดูดกลืนโดยไนโตรเจนในทางปฏิบัติจะไม่ส่งผลต่อการไหลของรังสีดวงอาทิตย์ ออกซิเจนดูดซับได้มากขึ้น แต่ยังน้อยมาก - ในสองส่วนที่แคบของส่วนที่มองเห็นได้ของสเปกตรัมและในส่วนอัลตราไวโอเลต โอโซนดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตและแสงอาทิตย์ที่มองเห็นได้ มีน้อยมากในชั้นบรรยากาศ แต่มันดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตในชั้นบนของชั้นบรรยากาศอย่างแรงจนไม่พบคลื่นที่สั้นกว่า 0.29 ไมครอนเลยในสเปกตรัมสุริยะใกล้พื้นผิวโลก การดูดซับรังสีดวงอาทิตย์โดยโอโซนถึง 3% ของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง

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

สมดุลความร้อนของโลก รังสีที่กระจัดกระจายผ่านชั้นบรรยากาศและถูกกระเจิงด้วยโมเลกุลของแก๊ส รังสีดังกล่าวอยู่ที่ 70% ในละติจูดขั้วโลกและ 30% ในเขตร้อน

สมดุลความร้อนของโลก 38% ของรังสีที่กระจัดกระจายกลับสู่อวกาศ ให้สีฟ้าแก่ท้องฟ้าและกระจายแสงก่อนและหลังพระอาทิตย์ตก

สมดุลความร้อนของ Earth Direct + การกระจาย = R ทั้งหมด 4% สะท้อนโดยบรรยากาศ 10% สะท้อนโดยพื้นผิวโลก 20% ถูกแปลงเป็นพลังงานความร้อน 24% ถูกใช้ไปกับความร้อนของอากาศ การสูญเสียความร้อนทั้งหมดผ่านชั้นบรรยากาศคือ 58% ของ ได้รับทั้งหมด

การพาดพิงของอากาศ การเคลื่อนตัวของอากาศในแนวนอน เราสามารถพูดคุยเกี่ยวกับการเคลื่อนตัวได้: มวลอากาศ ความร้อน ไอน้ำ โมเมนต์ของการเคลื่อนที่ กระแสน้ำวนของความเร็ว ฯลฯ ปรากฏการณ์บรรยากาศที่เกิดขึ้นจากการเคลื่อนตัวเรียกว่าการเคลื่อนตัว (advective) เรียกว่า แอกเวกทีฟ: แอกเวกทีฟ หมอก พายุฝนฟ้าคะนองแบบแอดเวคทีฟ น้ำค้างแข็งแบบแอดเวคทีฟ ฯลฯ

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

ผลที่ตามมาของการผกผัน เมื่อกระบวนการพาความร้อนปกติหยุดลง ชั้นล่างของบรรยากาศมีมลพิษ ควันฤดูหนาวในเมืองเซี่ยงไฮ้ ขอบเขตของการกระจายลมในแนวตั้งจะมองเห็นได้ชัดเจน

การผกผันของอุณหภูมิ การจมของอากาศเย็นทำให้เกิดสภาวะคงที่ของบรรยากาศ ควันจากปล่องไฟไม่สามารถเอาชนะมวลอากาศที่ลดลงได้

หลักสูตรของความกดอากาศในบรรยากาศ 760 มม. ศิลปะ. = 1033 g Pa ความแปรผันของความดันบรรยากาศรายวัน

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

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ ความชื้นในอากาศ คือ ปริมาณไอน้ำในอากาศ ความชื้นสัมพัทธ์ในอากาศ - ปริมาณไอน้ำ (g) ต่อ 1 m 3 ของอากาศหรือความดัน (mm Hg) ความชื้นสัมพัทธ์ - ระดับความอิ่มตัวของอากาศด้วยไอน้ำ (%)

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ ความอิ่มตัวของความชื้นสูงสุดคือขีดจำกัดของปริมาณไอน้ำในอากาศ ณ อุณหภูมิที่กำหนด จุดน้ำค้าง - อุณหภูมิที่ไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศอิ่มตัว (τ)

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ การระเหย - การระเหยจริงจากพื้นผิวที่กำหนดที่อุณหภูมิที่กำหนด การระเหย - การระเหยสูงสุดที่เป็นไปได้ที่อุณหภูมิที่กำหนด

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ การระเหยมีค่าเท่ากับการคายระเหยเหนือผิวน้ำ และน้อยกว่ามากบนบก ที่อุณหภูมิสูง ความชื้นสัมบูรณ์จะเพิ่มขึ้น ความชื้นสัมพัทธ์จะยังคงเท่าเดิมหากมีน้ำไม่เพียงพอ

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ ในอากาศเย็นที่มีความชื้นสัมบูรณ์ต่ำ ความชื้นสัมพัทธ์สามารถเข้าถึงได้ถึง 100% ปริมาณน้ำฝนจะลดลงเมื่อถึงจุดน้ำค้าง ในสภาพอากาศหนาวเย็น แม้ในความชื้นสัมพัทธ์ที่ต่ำมาก

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

สาเหตุของการเปลี่ยนแปลงของความชื้นในอากาศ 2 หลักสูตรความชื้นสัมบูรณ์ประจำปีสอดคล้องกับอุณหภูมิ: ยิ่งอบอุ่นยิ่งสูงขึ้น

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

การจำแนกประเภทระหว่างประเทศของเมฆ จำพวกเมฆ ชื่อภาษารัสเซีย ชื่อภาษาละติน I Cirrus Cirrus (Ci) II Cirrocumulus Cirrocumulus (Cc) III Cirrostratus Cirrostratus (Cs) IV Altocumulus Altocumulus (Ac) V Altostratus Altostratus (As) VI Nimbostraus) Sc) VIII Stratus Stratus (St) IX คิวมูลัส คิวมูลัส (Cu) X คิวมูโลนิมบัส คิวมูโลนิมบัส (Cb) ความสูงของเวที H = 7 – 18 กม. H = 2 – 8 กม. H = สูงสุด 2 กม.

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

เมฆชั้นกลาง เมฆอัลโตคิวมูลัสเป็นชั้นเมฆหรือสันเขาที่มีสีขาวหรือสีเทา (หรือทั้งสองอย่าง) เหล่านี้เป็นเมฆที่ค่อนข้างบางซึ่งบดบังดวงอาทิตย์ไม่มากก็น้อย ชั้นหรือสันเขาประกอบด้วยเพลาแบน จาน จาน มักจัดเรียงเป็นแถว ปรากฏการณ์ทางแสงปรากฏขึ้น - ครอบฟัน, มีสีรุ้ง - สีรุ้งของขอบเมฆที่พุ่งเข้าหาดวงอาทิตย์ Irisa บ่งชี้ว่าเมฆอัลโตคิวมูลัสประกอบด้วยละอองขนาดเล็กมากและสม่ำเสมอ ซึ่งมักจะเย็นจัดมาก

เมฆระดับกลาง ปรากฏการณ์ทางแสงในเมฆ เมฆอัลโตคิวมูลัส ครอบฟันในเมฆ เมฆมีสีรุ้ง รัศมี

เมฆด้านบน เมฆเหล่านี้เป็นเมฆที่สูงที่สุดในชั้นทรูสเฟียร์ ก่อตัวที่อุณหภูมิต่ำสุดและประกอบด้วยผลึกน้ำแข็ง มีสีขาว โปร่งแสง และบดบังแสงแดดเพียงเล็กน้อย

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

ให้เราพิจารณาควบคู่ไปกับบรรยากาศ ระบอบความร้อนของชั้นแอคทีฟของโลก ชั้นที่ใช้งานนั้นเป็นชั้นของดินหรือน้ำซึ่งมีอุณหภูมิผันผวนทุกวันและทุกปี การสังเกตพบว่าบนบก ความผันผวนรายวันแพร่กระจายไปที่ความลึก 1 - 2 เมตร ความผันผวนประจำปี - ถึงชั้นหลายสิบเมตร ในทะเลและมหาสมุทร ความหนาของชั้นแอกทีฟนั้นมากกว่าบนบกถึงสิบเท่า การเชื่อมต่อระหว่างระบอบความร้อนของชั้นบรรยากาศและชั้นที่ใช้งานของโลกนั้นดำเนินการโดยใช้สมการสมดุลความร้อนที่เรียกว่าพื้นผิวโลก สมการนี้ใช้ครั้งแรกในปี 1941 เพื่อสร้างทฤษฎีความแปรผันของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวันโดย A.A. โดรอดนิทซิน ในปีต่อๆ มา นักวิจัยหลายคนใช้สมการสมดุลความร้อนอย่างกว้างขวางเพื่อศึกษาคุณสมบัติต่างๆ ของชั้นผิวบรรยากาศ จนถึงการประเมินการเปลี่ยนแปลงที่จะเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของอิทธิพล เช่น บนน้ำแข็งปกคลุมของ อาร์กติก ให้เราอาศัยที่มาของสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก รังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงพื้นผิวโลกจะถูกดูดซับบนพื้นดินเป็นชั้นบาง ๆ ซึ่งจะแสดงความหนาด้วย (รูปที่ 1) นอกจากการไหลของรังสีดวงอาทิตย์ พื้นผิวโลกยังได้รับความร้อนในรูปของการไหลของรังสีอินฟราเรดจากชั้นบรรยากาศ และจะสูญเสียความร้อนผ่านการแผ่รังสีของมันเอง

ข้าว. หนึ่ง.

ในดินแต่ละลำธารเหล่านี้มีการเปลี่ยนแปลง หากในชั้นประถมศึกษาที่มีความหนา (- ความลึกนับจากพื้นผิวถึงความลึกของดิน) ฟลักซ์ Ф เปลี่ยนไปโดย dФ เราก็สามารถเขียนได้

โดยที่ a คือสัมประสิทธิ์การดูดกลืน คือ ความหนาแน่นของดิน การรวมความสัมพันธ์สุดท้ายในช่วงจาก ถึง เราได้รับ

โดยที่ความลึกที่การไหลลดลงโดยปัจจัย e เมื่อเทียบกับการไหล Ф(0) ที่ นอกจากการแผ่รังสีแล้ว การถ่ายเทความร้อนยังกระทำโดยการแลกเปลี่ยนพื้นผิวดินกับบรรยากาศอย่างปั่นป่วน และการแลกเปลี่ยนโมเลกุลกับชั้นดินที่อยู่เบื้องล่าง ภายใต้อิทธิพลของการแลกเปลี่ยนที่ปั่นป่วนทำให้ดินสูญเสียหรือได้รับความร้อนในปริมาณเท่ากับ

นอกจากนี้น้ำระเหยออกจากผิวดิน (หรือไอน้ำควบแน่น) ซึ่งกินปริมาณความร้อน

การไหลของโมเลกุลผ่านขอบล่างของชั้นเขียนเป็น

โดยที่สัมประสิทธิ์การนำความร้อนของดินคือความจุความร้อนจำเพาะคือค่าสัมประสิทธิ์การกระจายความร้อนระดับโมเลกุล

ภายใต้อิทธิพลของความร้อนที่ไหลเข้ามา อุณหภูมิของดินจะเปลี่ยนแปลง และที่อุณหภูมิใกล้เคียงกับ 0 น้ำแข็งจะละลาย (หรือน้ำจะแข็งตัว) จากกฎการอนุรักษ์พลังงานในแนวดิ่งของดิน เราสามารถเขียนความหนาลงไปได้

ในสมการ (19) เทอมแรกทางด้านซ้ายคือปริมาณความร้อนที่ใช้ในการเปลี่ยนปริมาณความร้อน cm 3 ของดินต่อหน่วยเวลา ซึ่งเป็นปริมาณความร้อนที่สองที่ใช้ในการละลายน้ำแข็ง () ทางด้านขวา ฟลักซ์ความร้อนทั้งหมดที่เข้าสู่ชั้นดินผ่านขอบเขตบนและล่างจะมีเครื่องหมาย "+" และส่วนที่ออกจากชั้นจะมีเครื่องหมาย "-" สมการที่ (19) คือสมการสมดุลความร้อนสำหรับความหนาของชั้นดิน ในรูปแบบทั่วไปนี้ สมการนี้ไม่มีอะไรมากไปกว่าสมการการไหลเข้าของความร้อนที่เขียนขึ้นสำหรับชั้นที่มีความหนาจำกัด ไม่สามารถดึงข้อมูลเพิ่มเติมใดๆ (เมื่อเทียบกับสมการความร้อนไหลเข้า) ในระบบการระบายความร้อนของอากาศและดิน อย่างไรก็ตาม สามารถระบุกรณีพิเศษหลายกรณีของสมการสมดุลความร้อนได้ เมื่อสามารถใช้เป็นเงื่อนไขขอบเขตที่ไม่ขึ้นกับสมการเชิงอนุพันธ์ได้ ในกรณีนี้ สมการสมดุลความร้อนทำให้สามารถระบุอุณหภูมิที่ไม่ทราบอุณหภูมิของพื้นผิวโลกได้ ต่อไปนี้เป็นกรณีพิเศษดังกล่าว บนที่ดินที่ไม่มีหิมะหรือน้ำแข็ง มูลค่าตามที่ระบุไว้แล้วนั้นค่อนข้างน้อย ในขณะเดียวกัน อัตราส่วนของปริมาณแต่ละปริมาณที่อยู่ในลำดับของช่วงโมเลกุลก็ค่อนข้างใหญ่ เป็นผลให้สมการของที่ดินในกรณีที่ไม่มีกระบวนการละลายน้ำแข็งสามารถเขียนด้วยระดับความแม่นยำที่เพียงพอในรูปแบบ:

ผลรวมของสามเทอมแรกในสมการ (20) ไม่มีอะไรเลยนอกจากความสมดุลของการแผ่รังสี R ของพื้นผิวโลก ดังนั้น สมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวดินจึงมีรูปแบบดังนี้

สมการสมดุลความร้อนในรูปแบบ (21) ใช้เป็นเงื่อนไขขอบเขตในการศึกษาระบอบความร้อนของบรรยากาศและดิน

ชั้นบรรยากาศเช่นเดียวกับพื้นผิวโลกได้รับความร้อนเกือบทั้งหมดจากดวงอาทิตย์ แหล่งความร้อนอื่นๆ ได้แก่ ความร้อนที่มาจากลำไส้ของโลก แต่เป็นเพียงเศษเสี้ยวของเปอร์เซ็นต์ของปริมาณความร้อนทั้งหมด

แม้ว่ารังสีดวงอาทิตย์จะเป็นแหล่งความร้อนเพียงแหล่งเดียวสำหรับพื้นผิวโลก แต่ระบบการระบายความร้อนของเปลือกโลกไม่ได้เป็นเพียงผลที่ตามมาของ ความสมดุลของรังสี. ความร้อนจากแสงอาทิตย์จะถูกแปลงและกระจายใหม่ภายใต้อิทธิพลของปัจจัยภาคพื้นดิน และส่วนใหญ่เปลี่ยนแปลงโดยกระแสน้ำในอากาศและมหาสมุทร ในทางกลับกัน พวกมันเกิดจากการกระจายของรังสีดวงอาทิตย์ที่ไม่สม่ำเสมอบนละติจูด นี่เป็นหนึ่งในตัวอย่างที่ชัดเจนที่สุดของการเชื่อมต่อทั่วโลกอย่างใกล้ชิดและการโต้ตอบของส่วนประกอบต่างๆ ในธรรมชาติ

สำหรับธรรมชาติที่มีชีวิตของโลก การกระจายความร้อนระหว่างละติจูดที่ต่างกัน รวมทั้งระหว่างมหาสมุทรและทวีปเป็นสิ่งสำคัญ ด้วยกระบวนการนี้ การกระจายความร้อนเชิงพื้นที่ที่ซับซ้อนมากจึงเกิดขึ้นบนพื้นผิวโลกตามทิศทางการเคลื่อนที่ของอากาศและอากาศที่เหนือกว่า กระแสน้ำในมหาสมุทร. อย่างไรก็ตาม ตามกฎแล้วการถ่ายเทความร้อนทั้งหมดมาจากละติจูดต่ำถึงละติจูดสูงและจากมหาสมุทรสู่ทวีป

การกระจายความร้อนในบรรยากาศเกิดจากการพาความร้อน การนำความร้อน และการแผ่รังสี การพาความร้อนปรากฏขึ้นทุกที่บนโลก ลม กระแสอากาศขึ้นและลงมีอยู่ทั่วไปทุกหนทุกแห่ง การพาความร้อนนั้นเด่นชัดเป็นพิเศษในเขตร้อน

การนำความร้อน กล่าวคือ การถ่ายเทความร้อนในระหว่างการสัมผัสโดยตรงกับชั้นบรรยากาศกับพื้นผิวโลกที่อบอุ่นหรือเย็น มีความสำคัญค่อนข้างน้อย เนื่องจากอากาศเป็นตัวนำความร้อนที่ไม่ดี เป็นคุณสมบัติที่พบว่ามีการใช้กันอย่างแพร่หลายในการผลิตกรอบหน้าต่างที่มีกระจกสองชั้น

การไหลเข้าและการไหลของความร้อนในชั้นบรรยากาศด้านล่างไม่เหมือนกันในละติจูดที่ต่างกัน เหนือ 38°N ซ. ความร้อนถูกปล่อยออกมามากกว่าที่ดูดซับ การสูญเสียนี้ได้รับการชดเชยโดยกระแสน้ำอุ่นในมหาสมุทรและอากาศที่พุ่งตรงไปยังละติจูดพอสมควร

กระบวนการรับและใช้จ่ายพลังงานแสงอาทิตย์ การให้ความร้อนและความเย็นของระบบทั้งหมดในชั้นบรรยากาศของโลกนั้นมีลักษณะเฉพาะด้วยสมดุลความร้อน หากเรานำพลังงานแสงอาทิตย์ที่ป้อนเข้าทุกปีไปยังขอบบนของชั้นบรรยากาศเป็น 100% ความสมดุลของพลังงานแสงอาทิตย์จะมีลักษณะดังนี้: 42% สะท้อนจากโลกและกลับสู่อวกาศ (ค่านี้แสดงลักษณะของโลก albedo) โดยมีบรรยากาศสะท้อน 38% และ 4% - พื้นผิวโลก ส่วนที่เหลือ (58%) ถูกดูดซับ: 14% - โดยบรรยากาศและ 44% - โดยพื้นผิวโลก พื้นผิวที่ร้อนของโลกทำให้พลังงานทั้งหมดถูกดูดซับกลับคืนมา ในเวลาเดียวกัน การแผ่รังสีของพลังงานโดยพื้นผิวโลกคือ 20%, 24% ถูกใช้เพื่อทำให้อากาศร้อนและระเหยความชื้น (5.6% เพื่อให้ความร้อนในอากาศและ 18.4% สำหรับการระเหยความชื้น)

ลักษณะทั่วไปของสมดุลความร้อนดังกล่าว โลกโดยทั่วไป. ในความเป็นจริง สำหรับสายพานละติจูดที่แตกต่างกันสำหรับพื้นผิวที่แตกต่างกัน ความสมดุลของความร้อนจะไม่เท่ากัน ดังนั้นสมดุลความร้อนของดินแดนใด ๆ จะถูกรบกวนในเวลาพระอาทิตย์ขึ้นและพระอาทิตย์ตกโดยการเปลี่ยนแปลงของฤดูกาลขึ้นอยู่กับสภาพบรรยากาศ (ความขุ่นมัวความชื้นในอากาศและปริมาณฝุ่นในนั้น) ธรรมชาติของพื้นผิว (น้ำหรือที่ดินป่าหรือหัวหอม , หิมะปกคลุมหรือพื้นเปล่า) ) ระดับความสูงเหนือระดับน้ำทะเล ความร้อนส่วนใหญ่แผ่ออกมาในตอนกลางคืน ในฤดูหนาว และผ่านอากาศแห้งที่สะอาดและบริสุทธิ์ที่ระดับความสูง แต่ในท้ายที่สุด ความสูญเสียอันเนื่องมาจากการแผ่รังสีจะได้รับการชดเชยโดยความร้อนที่มาจากดวงอาทิตย์ และสภาวะสมดุลไดนามิกก็มีผลเหนือโลกโดยรวม มิฉะนั้น โลกจะร้อนขึ้นหรือในทางกลับกัน ก็เย็นลง

อุณหภูมิอากาศ

ความร้อนของบรรยากาศเกิดขึ้นในลักษณะที่ค่อนข้างซับซ้อน ความยาวคลื่นสั้นของรังสีของดวงอาทิตย์ ซึ่งมีตั้งแต่แสงสีแดงที่มองเห็นได้ไปจนถึงแสงอัลตราไวโอเลต จะถูกแปลงใกล้กับพื้นผิวโลกเป็นคลื่นความร้อนที่ยาวขึ้น ซึ่งต่อมาเมื่อปล่อยออกมาจากพื้นผิวโลก จะทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น ชั้นล่างของบรรยากาศอุ่นขึ้นเร็วกว่าชั้นบนซึ่งอธิบายโดยการแผ่รังสีความร้อนที่ระบุของพื้นผิวโลกและข้อเท็จจริงที่ว่ามีความหนาแน่นสูงและอิ่มตัวด้วยไอน้ำ

ลักษณะเฉพาะของการกระจายอุณหภูมิในแนวตั้งในชั้นโทรโพสเฟียร์คือการลดลงตามความสูง การไล่ระดับอุณหภูมิแนวตั้งเฉลี่ย กล่าวคือ การลดลงเฉลี่ยที่คำนวณต่อระดับความสูง 100 ม. คือ 0.6 ° C การระบายความร้อนของอากาศชื้นจะมาพร้อมกับการรวมตัวของความชื้น ในกรณีนี้จะมีการปล่อยความร้อนออกมาจำนวนหนึ่งซึ่งถูกใช้ไปกับการก่อตัวของไอน้ำ ดังนั้น เมื่ออากาศชื้นสูงขึ้น มันจะเย็นตัวช้ากว่าอากาศแห้งเกือบสองเท่า ค่าสัมประสิทธิ์ความร้อนใต้พิภพของอากาศแห้งในโทรโพสเฟียร์คือ 1 °C โดยเฉลี่ย

อากาศที่ลอยขึ้นมาจากผิวดินที่มีความร้อนและแหล่งน้ำจะเข้าสู่เขตความกดอากาศต่ำ ซึ่งช่วยให้ขยายตัวได้ และด้วยเหตุนี้ พลังงานความร้อนจำนวนหนึ่งจึงถูกแปลงเป็นพลังงานจลน์ ผลของกระบวนการนี้ทำให้อากาศเย็นลง หากในเวลาเดียวกันไม่ได้รับความร้อนจากที่ใดและไม่ให้ที่ใดกระบวนการที่อธิบายไว้ทั้งหมดจะเรียกว่าอะเดียแบติกหรือการระบายความร้อนแบบไดนามิก และในทางกลับกัน อากาศที่เคลื่อนลงมา เข้าสู่โซนความกดอากาศสูง มันถูกควบแน่นโดยอากาศที่ล้อมรอบ และพลังงานกลจะถูกแปลงเป็นพลังงานความร้อน ด้วยเหตุนี้ อากาศจึงได้รับความร้อนแบบอะเดียแบติกซึ่งมีอุณหภูมิเฉลี่ย 1 °C ต่อการทรุดตัวทุกๆ 100 เมตร

บางครั้งอุณหภูมิก็สูงขึ้นตามระดับความสูง ปรากฏการณ์นี้เรียกว่าผกผัน สาเหตุของการสำแดงของคุณนั้นแตกต่างกันไป: การแผ่รังสีจากโลกเหนือแผ่นน้ำแข็ง, การผ่านของกระแสน้ำอุ่นแรงเหนือพื้นผิวเย็น การผกผันเป็นลักษณะเฉพาะของพื้นที่ภูเขา: อากาศเย็นจัดหนักไหลลงสู่โพรงภูเขาและซบเซาที่นั่น อากาศอุ่นเบาขึ้น

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศรายวันและรายปีสะท้อนถึงสถานะความร้อนของพื้นผิว ในชั้นผิวของอากาศ ค่าสูงสุดรายวันตั้งไว้ที่เวลา 24.00 น. และค่าต่ำสุดจะสังเกตได้หลังพระอาทิตย์ขึ้น แอมพลิจูดรายวันที่ยิ่งใหญ่ที่สุดเกิดขึ้นในละติจูดกึ่งเขตร้อน (30 ° C) ที่เล็กที่สุด - ในขั้วโลก (5 ° C) อุณหภูมิประจำปีขึ้นอยู่กับละติจูด ธรรมชาติของพื้นผิวด้านล่าง ความสูงของสถานที่ที่อยู่เหนือระดับมหาสมุทร ความโล่งใจ และระยะห่างจากมหาสมุทร

ความสม่ำเสมอทางภูมิศาสตร์บางอย่างได้รับการเปิดเผยในการกระจายอุณหภูมิประจำปีบนพื้นผิวโลก

1. ในซีกโลกทั้งสอง อุณหภูมิเฉลี่ยลดลงไปทางขั้ว อย่างไรก็ตาม เส้นศูนย์สูตรความร้อน ซึ่งเป็นเส้นขนานที่อบอุ่นซึ่งมีอุณหภูมิเฉลี่ยต่อปีที่ 27°C ตั้งอยู่ในซีกโลกเหนือที่ละติจูด 15-20° นี่คือคำอธิบายโดยข้อเท็จจริงที่ว่าที่ดินครอบครองพื้นที่ขนาดใหญ่กว่าที่เส้นศูนย์สูตรทางภูมิศาสตร์

2. จากเส้นศูนย์สูตรไปทางเหนือและใต้ อุณหภูมิเปลี่ยนแปลงไม่เท่ากัน ระหว่างเส้นศูนย์สูตรกับเส้นขนานที่ 25 อุณหภูมิจะลดลงช้ามาก - น้อยกว่าสององศาสำหรับทุก ๆ สิบองศาของละติจูด ละติจูด 25° ถึง 80° ในซีกโลกทั้งสอง อุณหภูมิลดลงอย่างรวดเร็วมาก ในบางสถานที่ การลดลงนี้เกิน 10 ° C ยิ่งไปกว่านั้น อัตราการลดลงของอุณหภูมิจะลดลงอีกครั้งที่ขั้วโลก

3. อุณหภูมิเฉลี่ยรายปีของแนวขนานทั้งหมดของซีกโลกใต้นั้นน้อยกว่าอุณหภูมิของแนวเดียวกัน ซีกโลกเหนือ. อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยของ "ทวีป" เหนือซีกโลกเหนือคือ +8.6 ° C ในเดือนมกราคม +22.4 ° C ในเดือนกรกฎาคม ในซีกโลกใต้ "มหาสมุทร" อุณหภูมิเฉลี่ยในเดือนกรกฎาคมคือ +11.3 ° C ในเดือนมกราคม - +17.5 ° C แอมพลิจูดประจำปีของความผันผวนของอุณหภูมิอากาศในซีกโลกเหนือมีขนาดใหญ่เป็นสองเท่าเนื่องจากลักษณะเฉพาะของการกระจายของ แผ่นดินและทะเลในละติจูดที่สอดคล้องกันและผลกระทบความเย็นของโดมน้ำแข็งอันยิ่งใหญ่ในทวีปแอนตาร์กติกาที่มีต่อสภาพอากาศของซีกโลกใต้

แผนที่ไอโซเทอร์มเป็นคุณลักษณะที่สำคัญของการกระจายอุณหภูมิอากาศบนโลก ดังนั้น จากการวิเคราะห์การกระจายของไอโซเทอร์มกรกฎาคมบนพื้นผิวโลก ข้อสรุปหลักดังต่อไปนี้สามารถกำหนดได้

1. ในบริเวณนอกเขตร้อนของซีกโลกทั้งสอง ไอโซเทอร์มเหนือทวีปจะโค้งไปทางทิศเหนือเมื่อเทียบกับตำแหน่งบนหน้าต่าง ในซีกโลกเหนือ นี่เป็นเพราะความจริงที่ว่าแผ่นดินได้รับความร้อนมากกว่าทะเล และในภาคใต้เป็นอัตราส่วนที่ตรงกันข้าม: ในขณะนี้ แผ่นดินนั้นเย็นกว่าทะเล

2. เหนือมหาสมุทร ไอโซเทอร์มในเดือนกรกฎาคมสะท้อนให้เห็นถึงอิทธิพลของกระแสอุณหภูมิอากาศเย็น จะเห็นได้ชัดเจนเป็นพิเศษตามชายฝั่งตะวันตกเหล่านั้น อเมริกาเหนือและแอฟริกาซึ่งถูกกระแสน้ำเย็นพัดผ่านในแคลิฟอร์เนียและคานารี ในซีกโลกใต้ ไอโซเทอร์มโค้งไปในทิศทางตรงกันข้ามกับทิศเหนือ และยังอยู่ภายใต้อิทธิพลของกระแสน้ำเย็นอีกด้วย

3. อุณหภูมิเฉลี่ยสูงสุดในเดือนกรกฎาคมอยู่ที่ทะเลทรายซึ่งอยู่ทางเหนือของเส้นศูนย์สูตร ช่วงนี้อากาศร้อนเป็นพิเศษในแคลิฟอร์เนีย ซาฮารา อารเบีย อิหร่าน และภายในเอเชีย

การกระจายของไอโซเทอร์มในเดือนมกราคมก็มีลักษณะเฉพาะเช่นกัน

1. ความโค้งของไอโซเทอร์มเหนือมหาสมุทรทางเหนือและเหนือพื้นดินไปทางทิศใต้มีความโดดเด่นยิ่งขึ้นและแตกต่างกันมากขึ้น สิ่งนี้เด่นชัดที่สุดในซีกโลกเหนือ การโค้งงอของไอโซเทอร์มไปทางขั้วโลกเหนืออย่างแรง สะท้อนให้เห็นถึงการเพิ่มขึ้นของบทบาททางความร้อนของกระแสน้ำในมหาสมุทรกัลฟ์สตรีม มหาสมุทรแอตแลนติกและ Kuro-Sio ในมหาสมุทรแปซิฟิก

2. ในบริเวณนอกเขตร้อนของซีกโลกทั้งสอง ไอโซเทอร์มเหนือทวีปจะโค้งไปทางทิศใต้อย่างเห็นได้ชัด นี่เป็นเพราะว่าในซีกโลกเหนือ แผ่นดินนั้นเย็นกว่า และในซีกโลกใต้นั้นอบอุ่นกว่าทะเล

3. อุณหภูมิเฉลี่ยสูงสุดในเดือนมกราคมเกิดขึ้นในทะเลทรายเขตร้อนของซีกโลกใต้

4. พื้นที่ที่มีการระบายความร้อนมากที่สุดในโลกในเดือนมกราคม เช่นเดียวกับในเดือนกรกฎาคม ได้แก่ แอนตาร์กติกาและกรีนแลนด์

โดยทั่วไป อาจกล่าวได้ว่าไอโซเทอร์มของซีกโลกใต้ในทุกฤดูกาลของปีมีรูปแบบการตีเป็นเส้นตรง (ละติจูด) มากกว่า การไม่มีสิ่งผิดปกติที่มีนัยสำคัญในวิถีไอโซเทอร์มในที่นี้อธิบายได้จากความเด่นที่สำคัญของผิวน้ำเหนือพื้นดิน การวิเคราะห์เส้นทางของไอโซเทอร์มบ่งชี้ว่าอุณหภูมิต้องพึ่งพาอาศัยอย่างใกล้ชิด ไม่เพียงแต่กับขนาดของรังสีดวงอาทิตย์เท่านั้น แต่ยังรวมถึงการกระจายความร้อนจากกระแสน้ำในมหาสมุทรและอากาศด้วย

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

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

การกระจายความสมดุลของรังสีบนพื้นผิวโลกนั้นซับซ้อนมาก ความรู้เกี่ยวกับรูปแบบของการกระจายนี้มีความสำคัญอย่างยิ่ง เนื่องจากภายใต้อิทธิพลของรังสีตกค้าง ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นโทรโพสเฟียร์และภูมิอากาศของโลกจะก่อตัวขึ้นโดยรวม การวิเคราะห์แผนที่สมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกสำหรับปี (รูปที่ 25) นำไปสู่ข้อสรุปดังต่อไปนี้

ผลรวมประจำปีของความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกนั้นเป็นไปในทางบวกเกือบทุกที่ ยกเว้นที่ราบน้ำแข็งของทวีปแอนตาร์กติกาและกรีนแลนด์ ค่ารายปีของมันลดลงอย่างสม่ำเสมอและสม่ำเสมอจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้วตามปัจจัยหลัก - การแผ่รังสีทั้งหมด นอกจากนี้ความแตกต่างในค่าความสมดุลของรังสีระหว่างเส้นศูนย์สูตรและขั้วมีนัยสำคัญมากกว่าความแตกต่างในค่าของรังสีทั้งหมด ดังนั้นขอบเขตของความสมดุลของรังสีจึงเด่นชัดมาก

ความสม่ำเสมอต่อไปของความสมดุลของรังสีคือการเพิ่มขึ้นระหว่างการเปลี่ยนผ่านจากพื้นดินสู่มหาสมุทรด้วยความไม่ต่อเนื่องและการผสมไอโซลีนตามแนวชายฝั่ง คุณลักษณะนี้แสดงออกได้ดีกว่าในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อนและค่อยๆ แผ่ออกไปที่ขั้วโลก ความสมดุลของการแผ่รังสีที่มากขึ้นในมหาสมุทรนั้นอธิบายได้จากอัลเบโดของน้ำตอนล่าง โดยเฉพาะอย่างยิ่งในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน และการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพลดลงอันเนื่องมาจาก อุณหภูมิที่ต่ำกว่าของพื้นผิวมหาสมุทรและความชื้นในอากาศและเมฆมากอย่างมีนัยสำคัญเนื่องจากค่าความสมดุลของรังสีที่เพิ่มขึ้นและพื้นที่ขนาดใหญ่ของมหาสมุทรบนโลก (71%) เป็นผู้ที่ มีบทบาทสำคัญในระบอบความร้อนของโลก และความแตกต่างในความสมดุลของการแผ่รังสีของมหาสมุทรและทวีปกำหนดอิทธิพลร่วมกันที่คงที่และลึกซึ้งต่อกันในทุกละติจูด

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

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

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

ในภูเขาของละติจูดทั้งหมด การกระจายความสมดุลของรังสีนั้นซับซ้อนโดยอิทธิพลของความสูง ระยะเวลาของหิมะที่ปกคลุม การเปิดรับแสงแดดจากทางลาด ความขุ่นมัว ฯลฯ โดยทั่วไปแล้วแม้จะมีค่าการแผ่รังสีทั้งหมดในภูเขาเพิ่มขึ้น , ความสมดุลของรังสีที่นั่นต่ำกว่าเนื่องจากหิมะและน้ำแข็ง albedo, การเพิ่มขึ้นของสัดส่วนการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพและปัจจัยอื่นๆ

ชั้นบรรยากาศของโลกมีความสมดุลของรังสีในตัวเอง การมาถึงของรังสีสู่ชั้นบรรยากาศเกิดจากการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นและรังสีภาคพื้นดินคลื่นยาว กัมมันตภาพรังสีถูกกลืนกินโดยบรรยากาศด้วยการแผ่รังสีตอบโต้ ซึ่งได้รับการชดเชยอย่างสมบูรณ์โดยรังสีจากพื้นดิน และเนื่องจากการแผ่รังสีที่ส่งออกไป ผู้เชี่ยวชาญระบุว่าความสมดุลของการแผ่รังสีในบรรยากาศเป็นลบ (-29%)

โดยทั่วไป ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศของโลกเท่ากับ 0 กล่าวคือ โลกอยู่ในสภาวะสมดุลการแผ่รังสี อย่างไรก็ตาม การแผ่รังสีที่มากเกินไปบนพื้นผิวโลกและการขาดอากาศในชั้นบรรยากาศทำให้มีคนตั้งคำถามว่า ทำไมด้วยการแผ่รังสีที่มากเกินไป พื้นผิวโลกจึงไม่ไหม้เกรียม และชั้นบรรยากาศเมื่อขาดธาตุนี้ก็ไม่แข็งตัวจนกลายเป็นน้ำแข็ง อุณหภูมิ ศูนย์สัมบูรณ์? ความจริงก็คือระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศ (เช่นเดียวกับระหว่างพื้นผิวและชั้นลึกของโลกและน้ำ) มีวิธีการถ่ายเทความร้อนที่ไม่ผ่านการแผ่รังสี อย่างแรกคือการนำความร้อนระดับโมเลกุลและการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วน (H) ในระหว่างที่บรรยากาศได้รับความร้อนและกระจายความร้อนในแนวตั้งและแนวนอน ชั้นลึกของโลกและน้ำก็ถูกทำให้ร้อนเช่นกัน ประการที่สองคือการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแอคทีฟซึ่งเกิดขึ้นเมื่อน้ำผ่านจากสถานะหนึ่งไปยังอีกสถานะหนึ่ง: ระหว่างการระเหย ความร้อนจะถูกดูดซับ และระหว่างการควบแน่นและการระเหิดของไอน้ำ ความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ (LE) จะถูกปล่อยออกมา

เป็นวิธีการถ่ายเทความร้อนแบบไม่แผ่รังสีที่ปรับสมดุลสมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศของโลก ทำให้ทั้งสองมีค่าเป็นศูนย์และป้องกันความร้อนสูงเกินไปของพื้นผิวและการเย็นตัวของชั้นบรรยากาศโลก พื้นผิวโลกสูญเสียรังสี 24% เนื่องจากการระเหยของน้ำ (และบรรยากาศตามลำดับได้รับปริมาณเท่ากันเนื่องจากการควบแน่นและการระเหิดของไอน้ำที่ตามมาในรูปของเมฆและหมอก) และ 5% ของรังสีเมื่อชั้นบรรยากาศ ถูกทำให้ร้อนจากพื้นผิวโลก โดยรวมแล้ว ปริมาณรังสีนี้คิดเป็น 29% ของรังสีที่มากเกินไปบนพื้นผิวโลกและไม่มีในชั้นบรรยากาศ

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

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

ผลรวมเชิงพีชคณิตของรายได้และค่าใช้จ่ายทั้งหมดของความร้อนบนพื้นผิวโลกและในชั้นบรรยากาศเรียกว่าสมดุลความร้อน ความสมดุลของการแผ่รังสีจึงเป็นองค์ประกอบที่สำคัญที่สุดของสมดุลความร้อน สมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกมีรูปแบบดังนี้

B – LE – P±G = 0,

โดยที่ B คือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก LE คือการใช้ความร้อนสำหรับการระเหย (L คือความร้อนจำเพาะของการระเหย £ คือมวลของน้ำที่ระเหย) P คือการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนระหว่างพื้นผิวด้านล่างกับบรรยากาศ G คือการแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวด้านล่าง (รูปที่ 28) การสูญเสียความร้อนที่พื้นผิวเพื่อให้ความร้อนแก่ชั้นที่ใช้งานในระหว่างวันและฤดูร้อนได้รับการชดเชยเกือบทั้งหมดโดยการกลับมาจากความลึกสู่พื้นผิวในเวลากลางคืนและในฤดูหนาวดังนั้นอุณหภูมิเฉลี่ยต่อปีในระยะยาว ชั้นบนดินและน้ำของมหาสมุทรโลกถือเป็นค่าคงที่และ G สำหรับเกือบทุกพื้นผิวสามารถถือได้ว่ามีค่าเท่ากับศูนย์ ดังนั้นโดยสรุปในระยะยาว สมดุลความร้อนประจำปีของพื้นผิวดินและมหาสมุทรโลกจึงถูกใช้ไปกับการระเหยและการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างพื้นผิวด้านล่างกับบรรยากาศ

การกระจายความสมดุลของความร้อนบนพื้นผิวโลกนั้นซับซ้อนกว่าการแผ่รังสี เนื่องจากมีปัจจัยหลายประการที่ส่งผลต่อมัน: ความขุ่นมัว การตกตะกอน ความร้อนที่พื้นผิว ฯลฯ ที่ละติจูดที่แตกต่างกัน ค่าสมดุลความร้อนจะแตกต่างจาก 0 ในทิศทางเดียว หรืออย่างอื่น: ที่ละติจูดสูงจะเป็นลบและในค่าบวกต่ำ การขาดความร้อนในบริเวณขั้วโลกเหนือและใต้ได้รับการชดเชยโดยการถ่ายโอนจากละติจูดเขตร้อนส่วนใหญ่ด้วยความช่วยเหลือของกระแสน้ำในมหาสมุทรและมวลอากาศ ทำให้เกิดสมดุลทางความร้อนระหว่างละติจูดต่างๆ ของพื้นผิวโลก

สมดุลความร้อนของบรรยากาศเขียนดังนี้: –B + LE + P = 0

เป็นที่แน่ชัดว่าระบบความร้อนที่เสริมซึ่งกันและกันของพื้นผิวโลกและบรรยากาศสร้างสมดุลระหว่างกัน: รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่เข้าสู่โลก (100%) มีความสมดุลโดยการสูญเสียรังสีของโลกเนื่องจากการสะท้อนกลับ (30%) และการแผ่รังสี (70%) ดังนั้น โดยทั่วไปแล้ว ความร้อน ความสมดุลของโลกเช่นเดียวกับการแผ่รังสีเท่ากับ 0 โลกอยู่ในสมดุลการแผ่รังสีและความร้อน และการละเมิดใด ๆ อาจนำไปสู่ความร้อนสูงเกินไปหรือความเย็นของโลกของเรา

ธรรมชาติของสมดุลความร้อนและระดับพลังงานเป็นตัวกำหนดคุณสมบัติและความเข้มของกระบวนการส่วนใหญ่ที่เกิดขึ้นในเขตพื้นที่ทางภูมิศาสตร์ และเหนือสิ่งอื่นใดคือระบบการระบายความร้อนของโทรโพสเฟียร์

เพื่อประเมินระดับความร้อนและความเย็นของพื้นผิวโลกได้อย่างถูกต้อง คำนวณการระเหยของ กำหนดการเปลี่ยนแปลงของความชื้นในดิน พัฒนาวิธีการทำนายการแช่แข็ง และประเมินผลกระทบของงานถมดินต่อสภาพภูมิอากาศของ ชั้นอากาศผิวดิน จำเป็นต้องมีข้อมูลเกี่ยวกับสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก

พื้นผิวโลกรับและสูญเสียความร้อนอย่างต่อเนื่องอันเป็นผลมาจากการสัมผัสกับกระแสคลื่นสั้นและคลื่นยาวที่หลากหลาย พื้นผิวโลกดูดซับรังสีทั้งหมดและต้านรังสีได้มากหรือน้อย พื้นผิวโลกร้อนขึ้นและปล่อยรังสีคลื่นยาว ซึ่งหมายความว่าสูญเสียความร้อน ค่าลักษณะการสูญเสียความร้อนของโลก
พื้นผิวเป็นรังสีที่มีประสิทธิภาพ เท่ากับความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกและการแผ่รังสีของบรรยากาศ เนื่องจากการแผ่รังสีที่เคาน์เตอร์ของบรรยากาศมักจะน้อยกว่าการแผ่รังสีของโลก ความแตกต่างนี้เป็นบวก ในเวลากลางวัน การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพจะถูกปิดกั้นโดยรังสีคลื่นสั้นที่ถูกดูดกลืน ในเวลากลางคืน หากไม่มีรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้น การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพจะทำให้อุณหภูมิของพื้นผิวโลกลดลง ในสภาพอากาศที่มีเมฆมาก เนื่องจากการแผ่รังสีเคาน์เตอร์ของบรรยากาศที่เพิ่มขึ้น การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพจะน้อยกว่าในสภาพอากาศที่ชัดเจนมาก พื้นผิวโลกเย็นลงน้อยลงทุกคืน ในละติจูดกลาง พื้นผิวโลกสูญเสียการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพประมาณครึ่งหนึ่งของปริมาณความร้อนที่พวกเขาได้รับจากการแผ่รังสีที่ดูดกลืน

การมาถึงและการใช้พลังงานของการแผ่รังสีนั้นประเมินโดยค่าความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก มันเท่ากับความแตกต่างระหว่างการดูดกลืนและการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพสถานะความร้อนของพื้นผิวโลกขึ้นอยู่กับมัน - ความร้อนหรือความเย็น ในระหว่างวันจะเป็นบวกเกือบตลอดเวลา กล่าวคือ ความร้อนที่ป้อนเข้าเกินปริมาณการใช้ ในเวลากลางคืนความสมดุลของรังสีจะเป็นลบและเท่ากับรังสีที่มีประสิทธิภาพ ค่าสมดุลการแผ่รังสีประจำปีของพื้นผิวโลกยกเว้นละติจูดสูงสุดนั้นเป็นค่าบวกทุกที่ ความร้อนส่วนเกินนี้ถูกใช้เพื่อทำให้บรรยากาศร้อนขึ้นโดยการนำความร้อนแบบปั่นป่วน การระเหย และการแลกเปลี่ยนความร้อนกับชั้นดินหรือน้ำที่ลึกกว่า

หากเราพิจารณาสภาพอุณหภูมิเป็นเวลานาน (หนึ่งปีหรือหลายปีหรือดีกว่านั้น) ดังนั้นพื้นผิวโลก ชั้นบรรยากาศที่แยกจากกัน และระบบ "บรรยากาศโลก" จะอยู่ในสภาวะสมดุลทางความร้อน อุณหภูมิเฉลี่ยจะแตกต่างกันเล็กน้อยในแต่ละปี ตามกฎการอนุรักษ์พลังงาน เราสามารถสรุปได้ว่าผลรวมเชิงพีชคณิตของฟลักซ์ความร้อนที่มาถึงพื้นผิวโลกและปล่อยให้มันมีค่าเท่ากับศูนย์ นี่คือสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก ความหมายของมันคือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกที่มีความสมดุลโดยการถ่ายเทความร้อนแบบไม่แผ่รังสี ตามกฎแล้วสมการสมดุลความร้อนไม่ได้คำนึงถึง (เนื่องจากความเล็ก) เช่นกระแสความร้อนที่ถ่ายเทโดยการตกตะกอนการใช้พลังงานสำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสงการเพิ่มความร้อนจากการเกิดออกซิเดชันของชีวมวลตลอดจนการใช้ความร้อนสำหรับการละลายน้ำแข็งหรือหิมะ ความร้อนที่เพิ่มขึ้นจากการแช่แข็งน้ำ

ความสมดุลทางความร้อนของระบบ "ชั้นบรรยากาศโลก" เป็นเวลานานก็เท่ากับศูนย์เช่นกัน กล่าวคือ โลกที่ดาวเคราะห์อยู่ในสภาวะสมดุลทางความร้อน: การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงขอบบนของชั้นบรรยากาศจะมีความสมดุลโดยการแผ่รังสีที่ปล่อยออกมา บรรยากาศจากขอบบนของบรรยากาศ

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