สมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก สารานุกรมแห่งสหภาพโซเวียตผู้ยิ่งใหญ่ - สมดุลความร้อนของโลก ความผันผวนตามฤดูกาลในสมดุลรังสี

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 ดวงตาของมนุษย์ไวต่อรังสีสีเหลือง-เขียวมากที่สุด โดยมีความยาวคลื่นประมาณ 555 นาโนเมตร โซนการแผ่รังสีมีสามโซน: สีน้ำเงิน-ม่วง (ความยาวคลื่น 400-490 นาโนเมตร), สีเขียว (ความยาว 490-570 นาโนเมตร) สีแดง (ความยาว 580-720 นาโนเมตร) โซนสเปกตรัมเหล่านี้ยังเป็นโซนของความไวสเปกตรัมเด่นของเครื่องตรวจจับตาและฟิล์มสีสามชั้น

การดูดซับรังสีแสงอาทิตย์ในบรรยากาศ ประมาณ 23% ของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงถูกดูดซับในชั้นบรรยากาศ e การดูดซับเป็นแบบเฉพาะเจาะจง: ก๊าซต่างชนิดกันดูดซับรังสีในส่วนต่าง ๆ ของสเปกตรัมและในระดับที่ต่างกัน ไนโตรเจนดูดซับ R ความยาวคลื่นขนาดเล็กมากในส่วนอัลตราไวโอเลตของสเปกตรัม พลังงานของรังสีดวงอาทิตย์ในส่วนนี้ของสเปกตรัมมีน้อยมาก ดังนั้นการดูดกลืนโดยไนโตรเจนแทบไม่มีผลกระทบต่อฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์ ออกซิเจนดูดซับได้มากขึ้น แต่ยังน้อยมาก - ในสองส่วนที่แคบของส่วนที่มองเห็นได้ของสเปกตรัมและในส่วนอัลตราไวโอเลต โอโซนดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตและแสงอาทิตย์ที่มองเห็นได้ มีน้อยมากในบรรยากาศ แต่มันดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตอย่างแรงใน ชั้นบนชั้นบรรยากาศซึ่งในสเปกตรัมสุริยะใกล้พื้นผิวโลกนั้นไม่พบคลื่นที่สั้นกว่า 0.29 ไมครอนเลย 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 ที่เข้ามาทั้งหมด

การพาดพิงของอากาศ การเคลื่อนตัวของอากาศในแนวนอน เราสามารถพูดถึงการเคลื่อนตัวได้ เช่น มวลอากาศ ความร้อน ไอน้ำ โมเมนต์ของการเคลื่อนที่ กระแสน้ำวนของความเร็ว ฯลฯ ปรากฏการณ์บรรยากาศที่เกิดขึ้นจากการเคลื่อนตัวเรียกว่าการเคลื่อนตัว (advective) เรียกว่า แอกเวกทีฟ (advective) หมอกแบบแอกเวกทีฟ (advective fogs) พายุฝนฟ้าคะนอง (advective) พายุฝนฟ้าคะนอง (advective) น้ำค้างแข็งแบบแอดเวคทีฟ เป็นต้น

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 การจมของอากาศเย็นทำให้บรรยากาศคงที่ ควันจากปล่องไฟไม่สามารถเอาชนะมวลอากาศที่ลดลงได้

จังหวะความดัน อากาศในบรรยากาศ. 760 มม. ศิลปะ. = 1,033 ปา ความกดอากาศ

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

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ ความชื้นในอากาศคือปริมาณไอน้ำในอากาศ ความชื้นในอากาศสัมบูรณ์ - ปริมาณไอน้ำ (g) ต่อ 1 ม. 3 ของอากาศหรือความดัน (มม. ปรอท) 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 ในสภาพอากาศหนาวเย็นแม้ในความชื้นสัมพัทธ์ที่ต่ำมาก

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

สาเหตุของการเปลี่ยนแปลงของความชื้นในอากาศ 2 ความชื้นสัมบูรณ์ประจำปีสอดคล้องกับอุณหภูมิ: ยิ่งอบอุ่นยิ่งสูงขึ้น

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

การจำแนกประเภทเมฆระหว่างประเทศ ประเภทของเมฆ ชื่อรัสเซียชื่อละติน I Cirrus (Ci) II Cirrocumulus (Cc) III Cirrostratus (Cs) IV Altocumulus (Ac) V Altostratus (As) VI Nimbostratus (Ns) VII Stratocumulus ( Sc) VIII Stratus Stratus (St) IX คิวมูลัสคิวมูลัส (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 บ่งชี้ว่าเมฆอัลโตคิวมูลัสประกอบด้วยละอองเล็ก ๆ ที่สม่ำเสมอกันซึ่งมักจะเย็นมาก

เมฆระดับกลาง ปรากฏการณ์ทางแสงในเมฆ เมฆอัลโตคิวมูลัส ครอบฟันในเมฆ เมฆมีสีรุ้ง รัศมี

เมฆด้านบน เมฆเหล่านี้เป็นเมฆที่สูงที่สุดในชั้นทรูสเฟียร์ ก่อตัวที่อุณหภูมิต่ำสุดและประกอบด้วยผลึกน้ำแข็ง เป็นสีขาว โปร่งแสง และบดบังแสงแดดเพียงเล็กน้อย

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

แนวคิดของสนามเทอร์โมบาริกของโลก

ความผันผวนตามฤดูกาลความสมดุลของรังสี

ความผันผวนตามฤดูกาลในระบบการแผ่รังสีของโลกโดยรวมสอดคล้องกับการเปลี่ยนแปลงการฉายรังสีของซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้ในระหว่างการปฏิวัติประจำปีของโลกรอบดวงอาทิตย์

ในเขตเส้นศูนย์สูตร ไม่มีความผันผวนตามฤดูกาลในความร้อนจากแสงอาทิตย์: ในเดือนธันวาคมและกรกฎาคม ความสมดุลของรังสีอยู่ที่ 6-8 kcal/cm2 บนบก และ 10-12 kcal/cm2 ในทะเลต่อเดือน

ในเขตร้อน ความผันผวนตามฤดูกาลได้แสดงออกมาค่อนข้างชัดเจนแล้ว ในซีกโลกเหนือ - ในแอฟริกาเหนือ เอเชียใต้ และ อเมริกากลาง- ในเดือนธันวาคมความสมดุลของรังสีคือ 2-4 kcal / cm 2 และในเดือนมิถุนายน 6-8 kcal / cm 2 ต่อเดือน สังเกตภาพเดียวกันใน ซีกโลกใต้: ความสมดุลของรังสีจะสูงขึ้นในเดือนธันวาคม (ฤดูร้อน) ต่ำกว่าในเดือนมิถุนายน (ฤดูหนาว)

ตลอดเขตอบอุ่น ในเดือนธันวาคมทางเหนือของกึ่งเขตร้อน (เส้นสมดุลศูนย์ผ่านฝรั่งเศส เอเชียกลางและเกาะฮอกไกโด) ยอดติดลบ ในเดือนมิถุนายน แม้จะอยู่ใกล้เส้นอาร์กติกเซอร์เคิล ความสมดุลของรังสีจะอยู่ที่ 8 กิโลแคลอรี/ซม2 ต่อเดือน แอมพลิจูดที่ใหญ่ที่สุดของความสมดุลของการแผ่รังสีเป็นลักษณะของทวีปซีกโลกเหนือของทวีป

ระบอบความร้อนของโทรโพสเฟียร์ถูกกำหนดโดยการไหลเข้าของความร้อนจากแสงอาทิตย์และโดยพลวัตของมวลอากาศซึ่งทำให้เกิดความร้อนและความเย็น ในทางกลับกัน การเคลื่อนที่ของอากาศนั้นเกิดจากการไล่ระดับอุณหภูมิ (อุณหภูมิลดลงต่อระยะทางหน่วย) ระหว่างละติจูดเส้นศูนย์สูตรและขั้วโลก และระหว่างมหาสมุทรและทวีป อันเป็นผลมาจากกระบวนการไดนามิกที่ซับซ้อนเหล่านี้ สนามเทอร์โมบาริกของโลกจึงถูกสร้างขึ้น องค์ประกอบทั้งสองของมัน - อุณหภูมิและความดัน - เชื่อมโยงถึงกันมากจนเป็นเรื่องปกติในภูมิศาสตร์ที่จะพูดถึงสนามเทอร์โมบาริกเดียวของโลก

ความร้อนที่ได้รับจากพื้นผิวโลกจะถูกแปลงและกระจายไปตามชั้นบรรยากาศและอุทกสเฟียร์ ความร้อนส่วนใหญ่ถูกใช้ไปกับการระเหย การแลกเปลี่ยนความร้อนที่ปั่นป่วน และการกระจายความร้อนระหว่างพื้นดินและมหาสมุทร

จำนวนที่ใหญ่ที่สุดความร้อนถูกใช้ไปกับการระเหยของน้ำจากมหาสมุทรและทวีป ในละติจูดเขตร้อนของมหาสมุทร การระเหยกินประมาณ 100-120 kcal / cm 2 ต่อปี และในพื้นที่น้ำที่มี กระแสน้ำอุ่นมากถึง 140 kcal / cm 2 ต่อปีซึ่งสอดคล้องกับการระเหยของชั้นน้ำที่มีความหนา 2 ม. ในแถบเส้นศูนย์สูตรใช้พลังงานน้อยกว่ามากในการระเหยนั่นคือประมาณ 60 kcal / cm 2 ต่อปี ซึ่งเทียบเท่ากับการระเหยของน้ำในชั้นหนึ่งเมตร

ในทวีปต่างๆ การใช้ความร้อนสูงสุดสำหรับการระเหยเกิดขึ้นในเขตเส้นศูนย์สูตรที่มีสภาพอากาศชื้น ในละติจูดเขตร้อนของแผ่นดินมีทะเลทรายที่มีการระเหยเล็กน้อย ในละติจูดพอสมควร ค่าความร้อนสำหรับการระเหยในมหาสมุทรสูงกว่าบนบก 2.5 เท่า พื้นผิวของมหาสมุทรดูดซับรังสีได้ 55 ถึง 97% ของรังสีทั้งหมดที่ตกลงมา ทั่วทั้งโลก 80% ของรังสีดวงอาทิตย์ถูกใช้ไปในการระเหย และประมาณ 20% ในการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วน

ความร้อนที่ใช้ในการระเหยของน้ำจะถูกถ่ายเทไปยังบรรยากาศในระหว่างการควบแน่นของไอน้ำในรูปของความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ กระบวนการนี้มีบทบาทสำคัญในการทำให้อากาศร้อนและการเคลื่อนที่ของมวลอากาศ

ปริมาณความร้อนสูงสุดสำหรับโทรโพสเฟียร์ทั้งหมดจากการควบแน่นของไอน้ำจะได้รับโดยละติจูดเส้นศูนย์สูตร - ประมาณ 100-140 kcal / cm 2 ต่อปี นี่เป็นเพราะการไหลเข้าของความชื้นจำนวนมหาศาลที่ลมค้าขายมาจากน่านน้ำเขตร้อนและการเพิ่มขึ้นของอากาศเหนือเส้นศูนย์สูตร ในละติจูดเขตร้อนที่แห้งแล้ง ปริมาณความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอมีน้อยมากโดยธรรมชาติ: น้อยกว่า 10 kcal/cm2 ต่อปีในทะเลทรายแบบภาคพื้นทวีป และประมาณ 20 kcal/cm2 ต่อปีเหนือมหาสมุทร น้ำมีบทบาทชี้ขาดในระบบความร้อนและไดนามิกของบรรยากาศ

ความร้อนจากการแผ่รังสียังเข้าสู่บรรยากาศผ่านการแลกเปลี่ยนความร้อนของอากาศที่ปั่นป่วน อากาศเป็นตัวนำความร้อนที่ไม่ดี ดังนั้น การนำความร้อนระดับโมเลกุลสามารถให้ความร้อนแก่ชั้นบรรยากาศชั้นล่าง (ไม่กี่เมตร) ที่ไม่มีนัยสำคัญเท่านั้น ชั้นโทรโพสเฟียร์ได้รับความร้อนจากการปั่นป่วน เจ็ต กระแสน้ำวนที่ผสมกัน: อากาศของชั้นล่างที่อยู่ติดกับโลกร้อนขึ้น สูงขึ้นเป็นไอพ่น และอากาศเย็นส่วนบนลงมาแทนที่ซึ่งทำให้ร้อนขึ้นด้วย ด้วยวิธีนี้ ความร้อนจะถูกถ่ายเทอย่างรวดเร็วจากดินสู่อากาศ จากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่ง

กระแสความร้อนที่ปั่นป่วนมีมากขึ้นในทวีปต่างๆ และน้อยกว่าในมหาสมุทร ถึงค่าสูงสุดในทะเลทรายเขตร้อนสูงถึง 60 kcal / cm 2 ต่อปีในเขตเส้นศูนย์สูตรและกึ่งเขตร้อนจะลดลงเหลือ 30-20 kcal / cm 2 และในเขตอบอุ่น - 20-10 kcal / cm 2 ต่อปี บน พื้นที่ขนาดใหญ่น้ำในมหาสมุทรให้บรรยากาศประมาณ 5 kcal / cm 2 ต่อปีและเฉพาะในละติจูดใต้ขั้วอากาศจาก Gulf Stream และ Kuroshivo จะได้รับความร้อนสูงถึง 20-30 kcal / cm 2 ต่อปี

ตรงกันข้ามกับความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ กระแสที่ปั่นป่วนนั้นยังคงรักษาบรรยากาศไว้ได้เล็กน้อย เหนือทะเลทรายจะถูกส่งไปยังและกระจายตัวซึ่งเป็นสาเหตุที่เขตทะเลทรายทำหน้าที่เป็นพื้นที่ที่ทำให้บรรยากาศเย็นลง

ระบอบความร้อนของทวีปนั้นแตกต่างกันเนื่องจากตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ ค่าความร้อนสำหรับการระเหยในทวีปทางตอนเหนือนั้นพิจารณาจากตำแหน่งในเขตอบอุ่น ในแอฟริกาและออสเตรเลีย - ความแห้งแล้งของพื้นที่ขนาดใหญ่ ในทุกมหาสมุทร ความร้อนส่วนใหญ่ถูกใช้ไปในการระเหย จากนั้นความร้อนบางส่วนจะถูกส่งไปยังทวีปต่างๆ และป้องกันสภาพอากาศในละติจูดสูง

การวิเคราะห์การถ่ายเทความร้อนระหว่างพื้นผิวของทวีปและมหาสมุทรช่วยให้เราสามารถสรุปได้ดังต่อไปนี้:

1. ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรของซีกโลกทั้งสอง บรรยากาศได้รับความร้อนจากมหาสมุทรที่ร้อนจัดถึง 40 kcal / cm 2 ต่อปี

2. แทบไม่มีความร้อนเข้าสู่ชั้นบรรยากาศจากทะเลทรายเขตร้อนของทวีป

3. เส้นศูนย์สมดุลผ่าน subtropics ใกล้ละติจูด 40 0 ​​​​

4. ในละติจูดพอสมควร การใช้ความร้อนจากรังสีมากกว่ารังสีที่ดูดกลืน นี่หมายความว่าอุณหภูมิอากาศภูมิอากาศของละติจูดพอสมควรไม่ได้ถูกกำหนดโดยดวงอาทิตย์ แต่โดยความร้อน (ที่นำมาจากละติจูดต่ำ) แบบ advective

5. ความสมดุลของการแผ่รังสีของโลก-บรรยากาศไม่สมมาตรเมื่อเทียบกับระนาบเส้นศูนย์สูตร: ในละติจูดขั้วโลกของซีกโลกเหนือถึง 60 และในละติจูดใต้ที่สอดคล้องกัน - เพียง 20 kcal / cm 2 ต่อปี ความร้อนถูกถ่ายเทไปยัง ซีกโลกเหนือรุนแรงกว่าภาคใต้ประมาณ 3 เท่า ความสมดุลของระบบชั้นบรรยากาศโลกเป็นตัวกำหนดอุณหภูมิของอากาศ

8.16 ความร้อนและความเย็นของบรรยากาศในกระบวนการปฏิสัมพันธ์ของระบบ "มหาสมุทร - บรรยากาศ - ทวีป"

การดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์โดยอากาศจะให้ความร้อนไม่เกิน 0.1 0 C สู่ชั้นล่างของชั้นโทรโพสเฟียร์ บรรยากาศได้รับความร้อนโดยตรงจากดวงอาทิตย์ไม่เกิน 1/3 และดูดซับ 2/3 จากพื้นผิวโลกและเหนือสิ่งอื่นใดจากไฮโดรสเฟียร์ซึ่งถ่ายเทความร้อนผ่านไอน้ำที่ระเหยออกจากพื้นผิวของ เปลือกน้ำ

รังสีของดวงอาทิตย์ที่ผ่านซองก๊าซของโลกมาบรรจบกับน้ำในสถานที่ส่วนใหญ่บนพื้นผิวโลก: ในมหาสมุทร ในแหล่งน้ำและหนองบึง ในดินชื้น และในใบไม้ของพืช พลังงานความร้อนของรังสีดวงอาทิตย์ถูกใช้ไปกับการระเหยเป็นหลัก ปริมาณความร้อนที่ใช้ต่อหน่วยของน้ำระเหยเรียกว่าความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ เมื่อไอน้ำควบแน่น ความร้อนของการกลายเป็นไอจะเข้าสู่อากาศและทำให้ร้อนขึ้น

การดูดซึมความร้อนจากแสงอาทิตย์โดยแหล่งน้ำแตกต่างจากความร้อนของดิน ความจุความร้อนของน้ำมากกว่าดินประมาณ 2 เท่า ด้วยปริมาณความร้อนที่เท่ากัน น้ำจะร้อนขึ้นเล็กน้อยเป็นสองเท่าของดิน เมื่อทำความเย็นอัตราส่วนจะกลับกัน หากมวลอากาศเย็นแทรกซึมพื้นผิวมหาสมุทรที่อบอุ่น ความร้อนจะแทรกซึมเข้าไปในชั้นต่างๆ ได้ไกลถึง 5 กม. ความร้อนของชั้นโทรโพสเฟียร์เกิดจากความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ

การผสมอากาศที่ปั่นป่วน (สุ่ม, ไม่สม่ำเสมอ, วุ่นวาย) ทำให้เกิดกระแสการพาความร้อน ความเข้มและทิศทางที่ขึ้นอยู่กับธรรมชาติของภูมิประเทศและการไหลเวียนของมวลอากาศของดาวเคราะห์

แนวคิดของกระบวนการอะเดียแบติก บทบาทสำคัญในระบบการระบายความร้อนของอากาศเป็นของกระบวนการอะเดียแบติก

แนวคิดของกระบวนการอะเดียแบติก บทบาทที่สำคัญที่สุดในระบอบความร้อนของบรรยากาศเป็นของกระบวนการอะเดียแบติก การให้ความร้อนและการระบายความร้อนของอากาศแบบอะเดียแบติกเกิดขึ้นในมวลเดียวกันโดยไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสื่ออื่น

เมื่ออากาศไหลลงมาจากชั้นบนหรือชั้นกลางของโทรโพสเฟียร์หรือตามแนวลาดของภูเขา มันจะเข้าสู่ชั้นที่หนาแน่นขึ้นจากชั้นแรร์ โมเลกุลของก๊าซจะเข้าใกล้กัน การชนกันของพวกมันจะรุนแรงขึ้น และพลังงานจลน์ของการเคลื่อนที่ของโมเลกุลของอากาศจะกลายเป็นความร้อน . อากาศได้รับความร้อนโดยไม่ได้รับความร้อนจากมวลอากาศอื่นหรือจากพื้นผิวโลก ความร้อนแบบอะเดียแบติกเกิดขึ้นได้ ตัวอย่างเช่น ในเขตร้อน เหนือทะเลทราย และเหนือมหาสมุทรในละติจูดเดียวกัน การให้ความร้อนแบบอะเดียแบติกของอากาศมาพร้อมกับการทำให้แห้ง (ซึ่งก็คือ เหตุผลหลักการก่อตัวของทะเลทรายในเขตร้อน)

ในกระแสน้ำที่สูงขึ้น อากาศจะเย็นลงแบบแอเดียแบติก จากชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนล่างที่หนาแน่น มันขึ้นไปถึงชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนกลางและตอนบนที่หายาก ในเวลาเดียวกัน ความหนาแน่นของมันลดลง โมเลกุลเคลื่อนออกจากกัน ชนกันน้อยลง พลังงานความร้อนที่ได้รับจากอากาศจากพื้นผิวที่ร้อนจะเปลี่ยนเป็นพลังงานจลน์ ถูกใช้ไปกับงานกลเพื่อขยายแก๊ส สิ่งนี้อธิบายการระบายความร้อนของอากาศขณะลอยขึ้น

อากาศแห้งจะเย็นลงแบบแอเดียแบติก 10 องศาเซลเซียสต่อระดับความสูง 100 เมตร ซึ่งเป็นกระบวนการแบบแอเดียแบติก อย่างไรก็ตาม อากาศธรรมชาติมีไอน้ำซึ่งควบแน่นเพื่อปล่อยความร้อน ดังนั้น อันที่จริง อุณหภูมิจะลดลง 0.6 0 C ต่อ 100 m (หรือ 6 0 C ต่อความสูง 1 กม.) นี่เป็นกระบวนการอะเดียแบติกแบบเปียก

เมื่อลดระดับลง ทั้งอากาศแห้งและอากาศชื้นจะร้อนขึ้นเท่ากัน เนื่องจากในกรณีนี้จะไม่เกิดการควบแน่นของความชื้นและความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอจะไม่ถูกปล่อยออกมา

ลักษณะทั่วไปที่ชัดเจนที่สุดของระบอบความร้อนของแผ่นดินปรากฏอยู่ในทะเลทราย: รังสีดวงอาทิตย์ส่วนใหญ่สะท้อนจากพื้นผิวที่สว่าง ความร้อนไม่ได้ถูกใช้ไปในการระเหยและไปทำให้หินแห้งร้อน จากพวกเขาในระหว่างวันอากาศร้อนถึงอุณหภูมิสูง ในอากาศแห้ง ความร้อนจะไม่คงอยู่และแผ่กระจายออกสู่ชั้นบรรยากาศชั้นบนและพื้นที่ระหว่างดาวเคราะห์อย่างอิสระ ทะเลทรายยังทำหน้าที่เป็นหน้าต่างระบายความร้อนสำหรับชั้นบรรยากาศในระดับดาวเคราะห์

แหล่งที่มาของความร้อนและพลังงานแสงสำหรับโลกคือรังสีดวงอาทิตย์ ค่าของมันขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ เนื่องจากมุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์ลดลงจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้ว มุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์จะเล็กลง พื้นผิวขนาดใหญ่มีการกระจายลำแสงแสงอาทิตย์ของหน้าตัดเดียวกัน ดังนั้นจึงมีพลังงานต่อหน่วยพื้นที่น้อยลง

เนื่องจากในระหว่างปีที่โลกทำ 1 รอบดวงอาทิตย์เคลื่อนที่โดยรักษามุมเอียงของแกนให้คงที่กับระนาบของวงโคจร (สุริยุปราคา) ฤดูกาลของปีจึงปรากฏขึ้นโดยมีสภาพความร้อนที่แตกต่างกัน .

ในวันที่ 21 มีนาคมและ 23 กันยายน ดวงอาทิตย์อยู่ที่จุดสุดยอดใต้เส้นศูนย์สูตร (equinoxes) วันที่ 22 มิถุนายน ดวงอาทิตย์อยู่ที่จุดสุดยอดเหนือ Northern Tropic ในวันที่ 22 ธันวาคม - ทางใต้ โซนแสงและโซนความร้อนมีความแตกต่างกันบนพื้นผิวโลก (เส้นขอบของเขตอบอุ่น (ร้อน) ผ่านตามไอโซเทอร์มประจำปีเฉลี่ย + 20 ° C ระหว่างไอโซเทอร์มประจำปีเฉลี่ย + 20 ° C และไอโซเทอร์ม + 10 ° C มี เข็มขัดนิรภัย ตาม isotherm + 10 ° C - เข็มขัดเย็น

รังสีของดวงอาทิตย์ผ่านชั้นบรรยากาศโปร่งใสโดยไม่ทำให้ร้อน พวกมันไปถึงพื้นผิวโลก ทำให้ร้อน และอากาศก็ร้อนขึ้นจากการแผ่รังสีคลื่นยาว ระดับความร้อนของพื้นผิวและด้วยเหตุนี้อากาศจึงขึ้นอยู่กับละติจูดของพื้นที่เป็นหลัก เช่นเดียวกับ 1) ความสูงเหนือระดับน้ำทะเล (เมื่อสูงขึ้น อุณหภูมิอากาศจะลดลงโดยเฉลี่ย 0.6ºС ต่อ 100 ม. ; 2) คุณสมบัติของพื้นผิวด้านล่างที่สามารถมีสีต่างกันและมีอัลเบโดต่างกัน - ความสามารถในการสะท้อนแสงของหิน นอกจากนี้ยังมีพื้นผิวที่แตกต่างกัน ความจุความร้อนต่างกันและกระจายความร้อน น้ำเนื่องจากความจุความร้อนสูง ร้อนขึ้นช้าและช้า ในขณะที่พื้นดินกลับกัน 3) จากชายฝั่งถึงส่วนลึกของทวีป ปริมาณไอน้ำในอากาศลดลง และบรรยากาศที่โปร่งใสมากขึ้น หยดน้ำจะกระจัดกระจายในแสงแดดน้อยลง และแสงแดดส่องถึงพื้นผิวโลกมากขึ้น

จำนวนรวมของสสารและพลังงานที่เข้าสู่โลกเรียกว่ารังสีดวงอาทิตย์ มันแบ่งออกเป็นทางตรงและกระจัดกระจาย รังสีโดยตรง- ชุดของแสงแดดส่องผ่านชั้นบรรยากาศด้วยท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆ รังสีกระจัดกระจาย- ส่วนหนึ่งของรังสีที่กระจัดกระจายในชั้นบรรยากาศในขณะที่รังสีไปในทุกทิศทาง พี + พี = รังสีทั้งหมด. ส่วนหนึ่งของรังสีทั้งหมดที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกเรียกว่ารังสีสะท้อน ส่วนหนึ่งของรังสีทั้งหมดที่พื้นผิวโลกดูดกลืนคือรังสีที่ดูดกลืน พลังงานความร้อนที่เคลื่อนที่จากชั้นบรรยากาศที่ร้อนไปยังพื้นผิวโลก ไปสู่การไหลของความร้อนจากโลกเรียกว่าการแผ่รังสีของชั้นบรรยากาศ

ปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดต่อปี หน่วยเป็น kcal/cm 2 ปี (ตาม T.V. Vlasova)

การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ- ค่าที่แสดงการถ่ายเทความร้อนที่แท้จริงจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของโลกกับการแผ่รังสีที่เคาน์เตอร์ของบรรยากาศเป็นตัวกำหนดความร้อนของพื้นผิว ความสมดุลของการแผ่รังสีโดยตรงขึ้นอยู่กับการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ - ผลของการทำงานร่วมกันของสองกระบวนการของการมาถึงและการบริโภคของรังสีดวงอาทิตย์ ปริมาณความสมดุลส่วนใหญ่ได้รับผลกระทบจากเมฆมาก ในที่ที่มีนัยสำคัญในเวลากลางคืน มันจะสกัดกั้นการแผ่รังสีคลื่นยาวของโลก ป้องกันไม่ให้มันหนีไปในอวกาศ

อุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นพื้นผิวของอากาศและความสมดุลของความร้อนขึ้นอยู่กับการไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง

ความสมดุลของความร้อนเป็นตัวกำหนดอุณหภูมิ ขนาด และการเปลี่ยนแปลงบนพื้นผิวที่ได้รับความร้อนโดยตรงจากแสงอาทิตย์ เมื่อถูกความร้อน พื้นผิวนี้จะถ่ายเทความร้อน (ในช่วงคลื่นยาว) ทั้งไปยังชั้นที่อยู่ด้านล่างและสู่ชั้นบรรยากาศ พื้นผิวนั้นเรียกว่าพื้นผิวที่ใช้งานอยู่

องค์ประกอบหลัก สมดุลความร้อนบรรยากาศและพื้นผิวโลกโดยรวม

ดัชนี	มูลค่าเป็น%
พลังงานที่มายังพื้นผิวโลกจากดวงอาทิตย์
รังสีสะท้อนจากชั้นบรรยากาศสู่อวกาศระหว่างดาวเคราะห์ ได้แก่ 1) สะท้อนด้วยเมฆ 2) สลายตัว
รังสีที่บรรยากาศดูดกลืน ได้แก่ 1) ถูกเมฆดูดกลืน 2) ดูดซับโดยโอโซน 3) ดูดซับด้วยไอน้ำ
การแผ่รังสีไปยังพื้นผิวด้านล่าง (โดยตรง + กระจาย)
จากมัน: 1) สะท้อนจากพื้นผิวที่อยู่นอกชั้นบรรยากาศ 2) ถูกดูดซับโดยพื้นผิวด้านล่าง
จากมัน: 1) การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ 2) การแลกเปลี่ยนความร้อนที่ปั่นป่วนกับบรรยากาศ 3) การใช้ความร้อนสำหรับการระเหย

ในช่วงเวลากลางวันของอุณหภูมิพื้นผิวที่แห้งและปราศจากพืชพรรณ ในวันที่อากาศแจ่มใส ค่าสูงสุดจะเกิดขึ้นหลัง 14:00 น. และค่าต่ำสุดจะเกิดขึ้นในช่วงเวลาพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่น ความชื้น และพืชพรรณบนพื้นผิวสามารถรบกวนอุณหภูมิในแต่ละวันได้

อุณหภูมิพื้นผิวดินสูงสุดในเวลากลางวันอาจเท่ากับ +80 o C ขึ้นไป ความผันผวนรายวันถึง 40 o ค่าของค่าสุดขั้วและแอมพลิจูดของอุณหภูมิขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ฤดูกาล ความขุ่นมัว คุณสมบัติทางความร้อนของพื้นผิว สี ความหยาบ ธรรมชาติของพืชปกคลุม การวางแนวลาดเอียง (การรับแสง)

เมื่อถูกความร้อนพื้นผิวจะถ่ายเทความร้อนสู่ดิน เวลาในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่งและช่วงเวลาของการเริ่มต้นของค่าอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวันจะล่าช้าทุกๆ 10 ซม. ประมาณ 3 ชั่วโมง ยิ่งชั้นอยู่ลึกเท่าใด ความร้อนก็จะยิ่งได้รับน้อยลงและความผันผวนของอุณหภูมิก็จะยิ่งอ่อนลง ที่ความลึกเฉลี่ยประมาณ 1 ม. ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ "จางลง" ชั้นที่พวกเขาหยุดเรียกว่าชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่

ที่ระดับความลึก 5-10 ม. ในละติจูดเขตร้อนและ 25 ม. ในละติจูดสูง จะมีชั้นของอุณหภูมิประจำปีคงที่ โดยอุณหภูมิจะใกล้เคียงกับอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยทั้งปีเหนือพื้นผิว

น้ำร้อนขึ้นช้ากว่าและปล่อยความร้อนช้ากว่า นอกจากนี้ รังสีของดวงอาทิตย์สามารถทะลุทะลวงได้ลึกมาก ทำให้ชั้นที่ลึกกว่านั้นร้อนโดยตรง การถ่ายเทความร้อนไปสู่ความลึกนั้นไม่ได้เกิดขึ้นมากนักเนื่องจากการนำความร้อนระดับโมเลกุล แต่ในระดับที่มากกว่านั้นเกิดจากการผสมน้ำในลักษณะที่ปั่นป่วนหรือกระแสน้ำ เมื่อชั้นผิวของน้ำเย็นจะเกิดการพาความร้อนซึ่งมาพร้อมกับการผสม

ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันบนพื้นผิวมหาสมุทรนั้นต่างจากพื้นดินน้อยกว่า ในละติจูดสูงโดยเฉลี่ยเพียง0.1ºСในพอสมควร - 0.4ºСในเขตร้อน - 0.5ºС ความลึกการเจาะของการแกว่งเหล่านี้คือ 15-20 ม.

แอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรจาก 1ºС ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรถึง 10.2ºС ในละติจูดพอสมควร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีทะลุระดับความลึก 200-300 เมตร

ช่วงเวลาของอุณหภูมิสูงสุดในแหล่งน้ำจะล่าช้าเมื่อเทียบกับพื้นดิน สูงสุดเกิดขึ้นประมาณ 15-16 ชั่วโมง ต่ำสุด - 2-3 ชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น อุณหภูมิสูงสุดประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรในซีกโลกเหนือเกิดขึ้นในเดือนสิงหาคม ต่ำสุดคือในเดือนกุมภาพันธ์

สมดุลความร้อนของระบบชั้นบรรยากาศโลก

1. โลกโดยรวม โดยเฉพาะชั้นบรรยากาศและพื้นผิวโลกอยู่ในสภาวะสมดุลทางความร้อน หากเราพิจารณาสภาวะต่างๆ เป็นระยะเวลานาน (หนึ่งปีหรือดีกว่าหลายปี) อุณหภูมิเฉลี่ยของพวกมันเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยในแต่ละปี และจากช่วงระยะเวลาหนึ่งไปอีกช่วงหนึ่งยังคงแทบไม่เปลี่ยนแปลง ตามมาด้วยการไหลเข้าและการสูญเสียความร้อนในระยะเวลานานพอสมควรจะเท่ากันหรือเกือบเท่ากัน

โลกได้รับความร้อนจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ในชั้นบรรยากาศและโดยเฉพาะอย่างยิ่งบนพื้นผิวโลก มันสูญเสียความร้อนโดยการปล่อยรังสีคลื่นยาวจากพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศสู่อวกาศโลก ด้วยความสมดุลทางความร้อนของโลกโดยรวม การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์ (ไปยังขอบบนของชั้นบรรยากาศ) และการกลับมาของรังสีจากขอบบนของชั้นบรรยากาศสู่อวกาศต้องเท่ากัน กล่าวอีกนัยหนึ่งที่ขอบบนของบรรยากาศจะต้องมีสมดุลการแผ่รังสีนั่นคือความสมดุลของการแผ่รังสีเท่ากับศูนย์

บรรยากาศที่แยกจากกันได้รับและสูญเสียความร้อนโดยการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และภาคพื้นดินและให้รังสีขึ้นและลง นอกจากนี้ยังแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวโลกในลักษณะที่ไม่แผ่รังสี ความร้อนจะถูกถ่ายเทจากพื้นผิวโลกสู่อากาศหรือในทางกลับกันโดยการนำความร้อน ในที่สุด ความร้อนถูกใช้ไปกับการระเหยของน้ำจากพื้นผิวด้านล่าง แล้วปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศเมื่อไอน้ำควบแน่น ฟลักซ์ความร้อนเหล่านี้ส่งเข้าและออกจากบรรยากาศ เวลานานควรมีความสมดุล

ข้าว. 37. สมดุลความร้อนของโลก บรรยากาศ และพื้นผิวโลก 1 - รังสีคลื่นสั้น II - รังสีคลื่นยาว III - การแลกเปลี่ยนที่ไม่ใช่รังสี

ในที่สุด บนพื้นผิวโลก การไหลเข้าของความร้อนเนื่องจากการดูดซับของรังสีดวงอาทิตย์และบรรยากาศ การปล่อยความร้อนโดยการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกเอง และการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบไม่แผ่รังสีระหว่างโลกกับบรรยากาศจะสมดุล

2. นำรังสีดวงอาทิตย์เข้าสู่บรรยากาศ 100 หน่วย (รูปที่ 37) จำนวนนี้มี 23 หน่วยที่สะท้อนกลับโดยเมฆและเข้าสู่อวกาศ 20 หน่วยถูกดูดซับโดยอากาศและเมฆและด้วยเหตุนี้ไปทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น รังสีอีก 30 หน่วยจะกระจายไปในชั้นบรรยากาศและอีก 8 หน่วยจะเข้าสู่อวกาศ รังสีกระจายโดยตรง 27 หน่วยและรังสีกระจาย 22 หน่วยไปถึงพื้นผิวโลก ในจำนวนนี้ 25 + 20 = 45 หน่วยถูกดูดซับและทำให้ชั้นบนของดินและน้ำร้อนและสะท้อน 2 + 2 = 4 หน่วยสู่อวกาศ

ดังนั้นจากขอบบนของชั้นบรรยากาศกลับไปที่โลก พื้นที่ 23 + 8 + 4 = 35 หน่วย<неиспользованной>รังสีดวงอาทิตย์นั่นคือ 35% ของการไหลเข้าไปยังขอบบรรยากาศ ค่านี้ (35%) เรียกว่า albedo ของโลก ตามที่เราทราบอยู่แล้ว เพื่อรักษาสมดุลของการแผ่รังสีที่ขอบบนของชั้นบรรยากาศ จำเป็นต้องมีรังสีคลื่นยาวอีก 65 หน่วยจากพื้นผิวโลกออกไป

3. ให้เราหันไปที่พื้นผิวโลก ดังที่ได้กล่าวไปแล้ว มันดูดซับรังสีแสงอาทิตย์โดยตรงและแบบกระจาย 45 หน่วย นอกจากนี้ กระแสรังสีคลื่นยาวจากชั้นบรรยากาศจะพุ่งตรงไปยังพื้นผิวโลก บรรยากาศตามอุณหภูมิของอากาศจะแผ่พลังงานออกมา 157 หน่วย จาก 157 ยูนิตเหล่านี้ มี 102 ยูนิตที่พุ่งตรงไปยังพื้นผิวโลกและถูกดูดซับโดยมัน และ 55 ยูนิตจะเข้าสู่อวกาศ ดังนั้น นอกจากรังสีแสงอาทิตย์คลื่นสั้น 45 หน่วยแล้ว พื้นผิวโลกยังดูดซับรังสีบรรยากาศคลื่นยาวเป็นสองเท่า โดยรวมแล้วพื้นผิวโลกได้รับความร้อน 147 หน่วยจากการดูดกลืนรังสี

เห็นได้ชัดว่าที่สมดุลความร้อนควรสูญเสียในปริมาณเท่ากัน ด้วยการแผ่รังสีคลื่นยาวของตัวเอง มันสูญเสีย 117 หน่วย พื้นผิวโลกใช้ความร้อนอีก 23 หน่วยในระหว่างการระเหยของน้ำ สุดท้ายโดยการนำในกระบวนการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศพื้นผิวจะสูญเสียความร้อนไป 7 หน่วย (ความร้อนจะปล่อยทิ้งไว้ในบรรยากาศในปริมาณมาก แต่จะชดเชยด้วยการถ่ายเทกลับซึ่งมีเพียง 7 หน่วยเท่านั้น น้อย).

โดยรวมแล้วพื้นผิวโลกสูญเสียความร้อน 117 + 23 + + 7 = 147 หน่วย นั่นคือ ปริมาณเท่ากับที่ได้รับจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และบรรยากาศ

จาก 117 หน่วยของรังสีคลื่นยาวที่พื้นผิวโลก 107 หน่วยถูกดูดซับโดยชั้นบรรยากาศ และ 10 หน่วยไปไกลกว่าชั้นบรรยากาศสู่อวกาศ

4. มาคำนวณชั้นบรรยากาศกัน กล่าวไว้ข้างต้นว่าดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ 20 หน่วย รังสีภาคพื้นดิน 107 หน่วย ความร้อนควบแน่น 23 หน่วย และ 7 หน่วยในกระบวนการแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวโลก โดยรวมแล้วจะเท่ากับ 20 + 107 + 23 + 7 = 157 หน่วยของพลังงาน นั่นคือ มากเท่ากับบรรยากาศที่แผ่ออกไป

สุดท้ายเราหันกลับไปด้านบนสุดของบรรยากาศอีกครั้ง โดยผ่านรังสีดวงอาทิตย์ 100 หน่วย และย้อนกลับ 35 หน่วยของรังสีดวงอาทิตย์สะท้อนและกระเจิง รังสีภาคพื้นดิน 10 หน่วย และรังสีบรรยากาศ 55 หน่วย รวมเป็น 100 หน่วย ดังนั้นแม้ที่ขอบบนของบรรยากาศก็ยังมีความสมดุลระหว่างการไหลเข้าและการกลับมาของพลังงานและที่นี่มีเพียงพลังงานที่แผ่รังสีเท่านั้น ไม่มีกลไกอื่นในการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างโลกกับอวกาศ ยกเว้นกระบวนการแผ่รังสี

ตัวเลขทั้งหมดที่ให้มาคำนวณจากการสังเกตอย่างละเอียดถี่ถ้วน ดังนั้นจึงไม่ควรมองว่าแม่นยำอย่างยิ่ง พวกเขาได้รับการเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยมากกว่าหนึ่งครั้ง ซึ่งจะไม่เปลี่ยนสาระสำคัญของการคำนวณ

5. ขอให้เราสังเกตว่าบรรยากาศและพื้นผิวโลกเมื่อแยกจากกันจะแผ่ความร้อนออกมามากกว่าที่ดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ในเวลาเดียวกัน นี้อาจดูเหมือนเข้าใจยาก แต่โดยพื้นฐานแล้วมันคือการแลกเปลี่ยนซึ่งกันและกัน<перекачка>รังสี ตัวอย่างเช่น ในที่สุดพื้นผิวโลกสูญเสียรังสีไปไม่ถึง 117 หน่วย แต่กลับได้รับรังสีกลับคืนมา 102 หน่วยจากการดูดกลืนรังสี ขาดทุนสุทธิเพียง 117-102=15 หน่วย มีเพียง 65 หน่วยของรังสีบนบกและในชั้นบรรยากาศเท่านั้นที่ผ่านขอบบนของชั้นบรรยากาศสู่อวกาศโลก การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์ 100 หน่วยไปยังขอบเขตของบรรยากาศเพียงแค่ทำให้การสูญเสียสุทธิของรังสีของโลกสมดุลผ่านการสะท้อน (35) และการแผ่รังสี (65)

พื้นผิวโลกดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และทำให้ร้อนขึ้นเองกลายเป็นแหล่งการแผ่รังสีความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศและผ่านสู่อวกาศโลก ยิ่งอุณหภูมิพื้นผิวสูงขึ้น รังสีก็จะยิ่งสูงขึ้น รังสีคลื่นยาวของโลกเองส่วนใหญ่ยังคงอยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ ซึ่งร้อนขึ้นและปล่อยรังสีออกมา ซึ่งเป็นการสะท้อนกลับในชั้นบรรยากาศ ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกกับการสะท้อนกลับของบรรยากาศเรียกว่า รังสีที่มีประสิทธิภาพมันแสดงให้เห็นการสูญเสียความร้อนที่แท้จริงโดยพื้นผิวโลกและประมาณ 20%

ข้าว. 7.2. แบบแผนของรังสีประจำปีเฉลี่ยและสมดุลความร้อน (ตาม K.Ya.Kondratiev, 1992)

ชั้นบรรยากาศซึ่งแตกต่างจากพื้นผิวโลกที่แผ่รังสีมากกว่าที่ดูดซับ การขาดพลังงานได้รับการชดเชยโดยการมาถึงของความร้อนจากพื้นผิวโลกพร้อมกับไอน้ำ เช่นเดียวกับความปั่นป่วน (ในช่วงที่อากาศร้อนขึ้นใกล้พื้นผิวโลก) ความเปรียบต่างของอุณหภูมิที่เกิดขึ้นระหว่างละติจูดต่ำและละติจูดสูงถูกทำให้เรียบขึ้นเนื่องจาก อุปถัมภ์ -การถ่ายเทความร้อนโดยทางทะเลและส่วนใหญ่ กระแสลมจากละติจูดต่ำไปจนถึงละติจูดสูง (รูปที่ 7.2 ด้านขวา) สำหรับข้อสรุปทางภูมิศาสตร์ทั่วไป ความผันผวนของจังหวะในการแผ่รังสีอันเนื่องมาจากการเปลี่ยนแปลงของฤดูกาลก็มีความสำคัญเช่นกัน เนื่องจากระบอบความร้อนของพื้นที่นั้นขึ้นอยู่กับสิ่งนี้ คุณสมบัติการสะท้อนแสงของเปลือกโลก ความจุความร้อน และการนำความร้อนของตัวกลางทำให้การถ่ายโอนพลังงานความร้อนและการกระจายของลักษณะเฉพาะของพลังงานความร้อนมีความซับซ้อนยิ่งขึ้น

สมการสมดุลความร้อนปริมาณความร้อนอธิบายโดยสมการสมดุลความร้อน ซึ่งแตกต่างกันไปตามพื้นที่ทางภูมิศาสตร์แต่ละแห่ง องค์ประกอบที่สำคัญที่สุดของมันคือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก การแผ่รังสีแสงอาทิตย์ใช้ในการให้ความร้อนแก่ดินและอากาศ (และน้ำ) การระเหย หิมะและน้ำแข็งที่ละลาย การสังเคราะห์แสง กระบวนการสร้างดิน และสภาพดินฟ้าอากาศของหิน เนื่องจากธรรมชาติมีลักษณะที่สมดุลอยู่เสมอ ความเท่าเทียมกันจึงถูกสังเกตได้ระหว่างการมาถึงของพลังงานกับการบริโภค ซึ่งแสดงออกมา สมการสมดุลความร้อนพื้นผิวโลก:

ที่ไหน R- ความสมดุลของรังสี LEคือ ความร้อนที่ใช้ระเหยน้ำและละลายหิมะหรือน้ำแข็ง (หลี่- ความร้อนแฝงของการระเหยหรือกลายเป็นไอ อี- อัตราการระเหยหรือการควบแน่น); แต่ -การถ่ายเทความร้อนในแนวนอนโดยกระแสลมและมหาสมุทรหรือกระแสน้ำเชี่ยวกราก อาร์ -การแลกเปลี่ยนความร้อนของพื้นผิวโลกกับอากาศ ที่ -การแลกเปลี่ยนความร้อนของพื้นผิวโลกกับดินและหิน F- การใช้พลังงานสำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสง จาก- การใช้พลังงานสำหรับการก่อตัวของดินและสภาพดินฟ้าอากาศ Q+q- รังสีทั้งหมด เอ- อัลเบโด้; ฉัน- การแผ่รังสีของบรรยากาศอย่างมีประสิทธิภาพ

ส่วนแบ่งของพลังงานที่ใช้ในการสังเคราะห์แสงและการก่อตัวของดินมีสัดส่วนน้อยกว่า 1% ของงบประมาณการแผ่รังสี ดังนั้นส่วนประกอบเหล่านี้จึงมักถูกละเว้นจากสมการ อย่างไรก็ตาม ในความเป็นจริง พวกมันมีความสำคัญ เนื่องจากพลังงานนี้มีความสามารถในการสะสมและเปลี่ยนเป็นรูปแบบอื่น (พลังงานที่เปลี่ยนแปลงได้) กระบวนการสะสมพลังงานแปลงสภาพที่ใช้พลังงานต่ำแต่ระยะยาว (หลายร้อยล้านปี) มีผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อขอบเขตทางภูมิศาสตร์ พลังงานประมาณ 11 × 10 14 J / m 2 สะสมอยู่ในกระจัดกระจาย อินทรียฺวัตถุในหินตะกอนเช่นเดียวกับในรูป ถ่านหินแข็ง,น้ำมัน,หินดินดาน.

สมการสมดุลความร้อนสามารถหาได้จากพื้นที่ทางภูมิศาสตร์และช่วงเวลาใดๆ โดยคำนึงถึงความจำเพาะของสภาพภูมิอากาศและการมีส่วนร่วมของส่วนประกอบ (สำหรับพื้นดิน มหาสมุทร พื้นที่ที่มีการก่อตัวของน้ำแข็ง การไม่แช่แข็ง เป็นต้น)

การถ่ายเทและการกระจายความร้อนการถ่ายเทความร้อนจากพื้นผิวสู่ชั้นบรรยากาศเกิดขึ้นได้สามวิธี: การแผ่รังสีความร้อน การให้ความร้อนหรือความเย็นของอากาศเมื่อสัมผัสกับพื้นดิน และการระเหยของน้ำ ไอน้ำที่ลอยขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศ ควบแน่นและก่อตัวเป็นเมฆหรือตกลงมาเป็นฝน และความร้อนที่ปล่อยออกมาในกรณีนี้จะเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ รังสีที่ดูดกลืนโดยบรรยากาศและความร้อนจากการควบแน่นของไอน้ำทำให้สูญเสียความร้อนจากพื้นผิวโลก ในพื้นที่แห้งแล้ง อิทธิพลนี้ลดลง และเราสังเกตแอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันและรายปีที่ใหญ่ที่สุด แอมพลิจูดอุณหภูมิที่เล็กที่สุดมีอยู่ในบริเวณมหาสมุทร ในฐานะที่เป็นอ่างเก็บน้ำขนาดใหญ่ มหาสมุทรเก็บความร้อนได้มากขึ้น ซึ่งช่วยลดความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีเนื่องจากอุณหภูมิสูง ความร้อนจำเพาะน้ำ. ดังนั้น บนโลก น้ำจึงมีบทบาทสำคัญในฐานะตัวสะสมความร้อน

โครงสร้างของสมดุลความร้อนนั้นขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์และประเภทของภูมิประเทศซึ่งในทางกลับกันก็ขึ้นอยู่กับมันด้วย มันเปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญไม่เพียงแต่เมื่อเคลื่อนจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้วเท่านั้น แต่ยังเมื่อเคลื่อนจากพื้นดินสู่ทะเลด้วย แผ่นดินและมหาสมุทรแตกต่างกันทั้งในปริมาณรังสีดูดกลืนและในลักษณะของการกระจายความร้อน ในมหาสมุทรในฤดูร้อน ความร้อนแผ่ขยายไปถึงระดับความลึกหลายร้อยเมตร ในช่วงฤดูร้อน มหาสมุทรสะสมจาก 1.3×10 9 ถึง 2.5×10 9 J/m 2 บนบก ความร้อนแผ่ขยายไปถึงระดับความลึกเพียงไม่กี่เมตร และในฤดูร้อนจะมีการสะสมประมาณ 0.1 × 10 9 J/m 2 ซึ่งน้อยกว่าในมหาสมุทร 10-25 เท่า เนื่องจากความร้อนสูง มหาสมุทรจึงเย็นลงในฤดูหนาวน้อยกว่าพื้นดิน การคำนวณแสดงให้เห็นว่าปริมาณความร้อนครั้งเดียวในมหาสมุทรนั้นมากกว่าปริมาณความร้อนที่ส่งไปยังพื้นผิวโลกโดยรวมถึง 21 เท่า แม้ในชั้น 4 เมตร น้ำทะเลความร้อนมากกว่าในบรรยากาศทั้งหมด 4 เท่า

พลังงานที่มหาสมุทรดูดซับมากถึง 80% ใช้ในการระเหยน้ำ นี่คือ 12×10 23 J/m 2 ต่อปี ซึ่งมากกว่าบทความเรื่องสมดุลความร้อนบนพื้นดินเดียวกันถึง 7 เท่า 20% ของพลังงานถูกใช้ไปกับการแลกเปลี่ยนความร้อนที่ปั่นป่วนกับบรรยากาศ (ซึ่งมากกว่าบนบกด้วย) การแลกเปลี่ยนความร้อนในแนวตั้งของมหาสมุทรกับบรรยากาศยังช่วยกระตุ้นการถ่ายเทความร้อนในแนวนอน เนื่องจากการที่บางส่วนสิ้นสุดลงบนพื้นดิน ชั้นน้ำ 50 เมตรมีส่วนร่วมในการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างมหาสมุทรกับชั้นบรรยากาศ

การเปลี่ยนแปลงของรังสีและสมดุลความร้อนผลรวมประจำปีของความสมดุลของรังสีเป็นบวกเกือบทุกที่ในโลก ยกเว้นบริเวณธารน้ำแข็งของกรีนแลนด์และแอนตาร์กติกา ค่ารายปีเฉลี่ยลดลงในทิศทางจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้วตามรูปแบบการกระจายรังสีดวงอาทิตย์ไปทั่วโลก (รูปที่ 7.3) ความสมดุลของรังสีเหนือมหาสมุทรมากกว่าบนบก นี่เป็นเพราะอัลเบโดตอนล่าง ผิวน้ำ, เพิ่มความชื้นในเส้นศูนย์สูตรและละติจูดเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงความสมดุลของรังสีตามฤดูกาลเกิดขึ้นที่ละติจูดทั้งหมด แต่มีระดับความรุนแรงต่างกันไป ที่ละติจูดต่ำ ฤดูกาลจะถูกกำหนดโดยระบอบการตกตะกอน เนื่องจากสภาวะทางความร้อนเปลี่ยนแปลงเพียงเล็กน้อยที่นี่ ในละติจูดพอสมควรและสูง ฤดูกาลจะถูกกำหนดโดยระบอบความร้อน: ความสมดุลของรังสีจะเปลี่ยนจากค่าบวกในฤดูร้อนเป็นค่าลบในฤดูหนาว ความสมดุลติดลบของช่วงเวลาที่หนาวเย็นของปีในละติจูดพอสมควรและอุณหภูมิขั้วโลกได้รับการชดเชยบางส่วนโดยการพาความร้อนจากอากาศและกระแสน้ำทะเลจากละติจูดต่ำ

เพื่อรักษาสมดุลพลังงานของโลก จะต้องมีการถ่ายเทความร้อนไปยังขั้ว กระแสน้ำในมหาสมุทรพัดพาความร้อนน้อยกว่านี้เล็กน้อย ส่วนที่เหลือตามชั้นบรรยากาศ ความแตกต่างในการให้ความร้อนของโลกเป็นตัวกำหนดการกระทำของมันในฐานะเครื่องยนต์ความร้อนทางภูมิศาสตร์ซึ่งความร้อนจะถูกถ่ายเทจากเครื่องทำความร้อนไปยังตู้เย็น ในธรรมชาติ กระบวนการนี้เกิดขึ้นได้ในสองรูปแบบ: ประการแรกความไม่เท่าเทียมกันเชิงพื้นที่ทางอุณหพลศาสตร์ก่อให้เกิดระบบดาวเคราะห์ของลมและกระแสน้ำในทะเล ประการที่สอง ระบบดาวเคราะห์เหล่านี้เองมีส่วนร่วมในการกระจายความร้อนและความชื้นไปยัง โลก. ดังนั้นความร้อนจะถูกถ่ายเทจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้วโดยกระแสอากาศหรือกระแสน้ำในมหาสมุทร และอากาศเย็นหรือมวลน้ำจะถูกส่งไปยังเส้นศูนย์สูตร ในรูป รูปที่ 7.4 แสดงการขนส่งทางขั้วโลกของน้ำผิวดินที่อบอุ่นในมหาสมุทรแอตแลนติก การถ่ายเทความร้อนไปยังขั้วถึงค่าสูงสุดใกล้กับละติจูดที่ 40° และกลายเป็นศูนย์ที่ขั้ว

การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์ไม่เพียงขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์เท่านั้น แต่ยังขึ้นอยู่กับฤดูกาลด้วย (ตารางที่ 7.4) เป็นที่น่าสังเกตว่าในฤดูร้อนความร้อนจะเข้าสู่อาร์กติกมากกว่าที่เส้นศูนย์สูตร อย่างไรก็ตาม เนื่องจากอัลเบโดสูงของทะเลอาร์กติก น้ำแข็งจึงไม่ละลายที่นี่

การกระจายอุณหภูมิบน การกระจายในแนวนอนอุณหภูมิส่งผลกระทบต่อ ตำแหน่งทางภูมิศาสตร์การบรรเทา คุณสมบัติและองค์ประกอบวัสดุของพื้นผิวด้านล่าง ระบบของกระแสน้ำในมหาสมุทร และธรรมชาติของการหมุนเวียนของบรรยากาศในพื้นผิวและชั้นใกล้พื้นผิว

ข้าว. 7.3. การกระจายความสมดุลของรังสีเฉลี่ยต่อปีบนพื้นผิวโลก MJ / (m 2 × year) (ตาม S.P. Khromov และ M.A. Petrosyants, 1994)

ข้าว. 7.4. การถ่ายเทความร้อนในภาคเหนือ มหาสมุทรแอตแลนติก, °C(ตาม S. Neshiba, 1991) พื้นที่แรเงาคือบริเวณที่น้ำผิวดินมีความอบอุ่นมากกว่าระดับน้ำทะเลปานกลาง ตัวเลขระบุปริมาณการถ่ายโอนน้ำ (ล้าน m 3 / s) ลูกศรระบุทิศทางของกระแสน้ำเส้นหนาหมายถึงกระแสน้ำกัลฟ์สตรีม

ตารางที่ 7.4. รังสีทั้งหมดเข้าสู่พื้นผิวโลก (N.I. Egorov, 1966)