Suur Nõukogude Entsüklopeedia - Maa soojusbilanss. Maapinna, atmosfääri ja maa kui terviku kiirgus- ja soojusbilanss Maapinna soojusbilansi võrrand

Enamiku atmosfääris, hüdrosfääris ja litosfääri ülemistes kihtides toimuvate füüsikaliste, keemiliste ja bioloogiliste protsesside peamine energiaallikas on päikesekiirgus ja seega ka komponentide suhe. . iseloomustada selle teisendusi nendes kestades.

T. b. on energia jäävuse seaduse privaatsed sõnastused ja on koostatud Maa pinna lõigu jaoks (T. b. maa pind); atmosfääri läbiva vertikaalsamba jaoks (T. b. atmosfäär); sellise atmosfääri ja litosfääri ülemisi kihte läbiva kolonni puhul hüdrosfäär (T. b. Maa-atmosfääri süsteem).

T. b. maa pind: R + P + F0 + LE = 0 on maapinna elemendi ja ümbritseva ruumi vaheliste energiavoogude algebraline summa. Need vood hõlmavad kiirgust (või jääkkiirgust) R – neeldunud lühilainelise päikesekiirguse ja pikalainelise efektiivse kiirguse vahel maapinnalt. Positiivset või negatiivset kiirgusbilanssi kompenseerivad mitmed soojusvood. Kuna maa pind ei ole tavaliselt võrdne õhutemperatuuriga, tekib maapinna ja atmosfääri vahel soojus. Sarnast soojusvoogu F0 täheldatakse maapinna ja litosfääri või hüdrosfääri sügavamate kihtide vahel. Samal ajal määrab soojusvoo mullas molekulaarne soojusjuhtivus, samas kui veekogudes, nagu , on see rohkem või vähem turbulentne. Soojusvoog F0 reservuaari pinna ja selle sügavamate kihtide vahel on arvuliselt võrdne reservuaari soojussisalduse muutusega antud aja jooksul ja soojusülekandega reservuaaris voolude poolt. Oluline T. b. maapinnal on tavaliselt soojust LE kohta, mis on defineeritud kui aurustunud vee mass E aurustumissoojuse L kohta. LE väärtus sõltub maapinna niiskusest, selle temperatuurist, õhuniiskusest ja turbulentse soojuse intensiivsusest. ülekanne pinnapealses õhukihis, mis määrab vee ülekandumise maapinnalt atmosfääri.

Võrrand T. b. atmosfääris on: Ra + Lr + P + Fa = DW.

T. b. atmosfäär koosneb selle kiirgusbilansist Ra; soojuse sisend või väljund Lr vee faasimuutuste ajal atmosfääris (r - sademed); soojuse P saabumine või tarbimine, mis on tingitud atmosfääri turbulentsest soojusvahetusest maapinnaga; soojuse juurdekasv või -kadu Fa, mis on põhjustatud soojusvahetusest läbi kolonni vertikaalsete seinte, mis on seotud atmosfääri korrapäraste liikumiste ja makroturbulentsiga. Lisaks on võrrandis T. b. atmosfäär siseneb DW-sse, mis võrdub soojussisalduse muutusega kolonnis.

Võrrand T. b. süsteemid Maa - atmosfäär vastab võrrandite T liikmete algebralisele summale. b. Maa pind ja atmosfäär. T. b. komponendid. Maa pind ja atmosfäär erinevate piirkondade jaoks gloobus Need määratakse meteoroloogiliste vaatluste (aktinomeetrilistes jaamades, spetsiaalsetes taevajaamades ja Maa meteoroloogilistel satelliitidel) või klimatoloogiliste arvutuste abil.

T. b. komponentide laiuskraadid. Maapind ookeanide, maa ja Maa jaoks ning T. b. atmosfäärid on toodud tabelites 1, 2, kus T. b. liikmete väärtused. loetakse positiivseks, kui need vastavad soojuse saabumisele. Kuna need tabelid viitavad aasta keskmistele oludele, ei sisalda need atmosfääri ja litosfääri ülemiste kihtide soojussisalduse muutusi iseloomustavaid termineid, kuna nende tingimuste puhul on need nullilähedased.

Maa jaoks, nagu koos atmosfääriga, T. b. esitleti . Atmosfääri välispiiri ühikpind saab päikesekiirguse voogu, mis on keskmiselt umbes 250 kcal / cm2, millest umbes ═ peegeldub maailmas ja Maa neeldub 167 kcal / cm2 aastas. (nool Qs sees riis.). Maa pind saavutab lühilainekiirguse 126 kcal/cm2 aastas; Sellest kogusest peegeldub aastas 18 kcal/cm2 ja maapind neelab aastas 108 kcal/cm2 (nool Q). Atmosfäär neelab aastas 59 kcal/cm2 lühilainekiirgust ehk palju vähem kui maakera oma. Maa efektiivne pikalaineline pind on 36 kcal/cm2 aastas (nool I), seega on maapinna kiirgusbilanss 72 kcal/cm2 aastas. Maa pikalaineline kiirgus maailmaruumi võrdub 167 kcal/cm2 aastas (nool Is). Seega saab Maa pind aastas umbes 72 kcal/cm2 kiirgusenergiat, mis kulub osaliselt vee aurustamisele (ring LE) ja suunatakse turbulentse soojusülekande kaudu osaliselt tagasi atmosfääri (nool P).

Tab. 1. - Maapinna soojusbilanss, kcal/cm2 aastas

kraadid

Maa keskmine

R══════LE ═════════Р════Fo

R══════LE══════R

═R════LE═══════R═════F0

70-60 põhjalaiust

0-10 lõunalaiust

Maa tervikuna

23-══33═══-16════26

29-══39═══-16════26

51-══53═══-14════16

83-══86═══-13════16

113-105═══- 9═══════1

119-══99═══- 6═-14

115-══80═══- 4═-31

115-══84═══- 4═-27

113-104═══-5════-4

101-100═══- 7══════6

82-══80═══-9═══════7

57-══55═══-9═══════7

28-══31═══-8══════11

82-══74═══-8═══════0

20═══-14══- 6

30═══-19══-11

45═══-24══-21

60═══-23══-37

69═══-20══-49

71═══-29══-42

72═══-48══-24

72═══-50══-22

73═══-41══-32

70═══-28══-42

62═══-28══-34

41═══-21══-20

31═══-20══-11

49═══-25══-24

21-20══- 9═══════8

30-28═-13═════11

48-38═-17══════7

73-59═-23══════9

96-73═-24══════1

106-81═-15═-10

105-72══- 9═-24

105-76══- 8═-21

104-90═-11═══-3

94-83═-15══════4

80-74═-12══════6

56-53══- 9══════6

28-31══- 8════11

72-60═-12══════0

Andmed komponentide kohta T. b. kasutatakse paljude klimatoloogia, maahüdroloogia ja okeanoloogia probleemide väljatöötamisel; neid kasutatakse kliimateooria numbriliste mudelite põhjendamiseks ja nende mudelite rakendamise tulemuste empiiriliseks testimiseks. Materjalid T. b. mängida suurelt

Maa, atmosfääri ja maapinna soojusbilanss Pika aja jooksul on soojusbilanss null, st Maa on termilises tasakaalus. I - lühilaine kiirgus, II - pikalaine kiirgus, III - mittekiirgusvahetus.

Elektromagnetiline kiirgus Kiirgus ehk kiirgus on aine, mis ei ole aine vorm. Kiirguse erijuhtum on nähtav valgus; kuid kiirguse alla kuuluvad ka silmaga mittetajutavad gammakiirgused, röntgenikiirgus, ultraviolett- ja infrapunakiirgus, raadiolained, sh telelained.

Elektromagnetlainete omadused Kiirgus levib emitteri allikast igas suunas m elektromagnetlainetena valguse kiirusega vaakumis umbes 300 000 km/s. Lainepikkus on kaugus külgnevate maksimumide (või miinimumide) vahel. m Võnkesagedus on võnkumiste arv sekundis.

Lainepikkused Ultraviolettkiirgus – lainepikkus 0,01 kuni 0,39 mikronit. See on nähtamatu, see tähendab, et seda ei tajuta silm. Silmaga tajutav nähtav valgus, lainepikkused 0,40 0,76 mikronit. Lained umbes 0,40 µm on lillad, lained umbes 0,76 µm on punased. 0,40–0,76 mikronit on nähtava spektri kõigi värvide valgus. Infrapunakiirgus – lained > 0,76 mikronit ja kuni mitusada mikronit on inimsilmale nähtamatud. Meteoroloogias on tavaks eristada lühi- ja pikalainelist kiirgust. Lühilainet nimetatakse kiirguseks lainepikkuste vahemikus 0,1 kuni 4 mikronit. P

Lainepikkused Kui valge valgus jaotatakse prisma abil pidevaks spektriks, lähevad selles olevad värvid järk-järgult üle üksteiseks. On üldtunnustatud, et teatud lainepikkuste (nm) piirides on kiirgusel järgmised värvid: 390-440 - violetne 440-480 sinine 480-510 - sinine 510-550 - roheline 550-575 kollakasroheline 575-585 kollane 585- 620 - oranž 630-770 - punane

Lainepikkuse tajumine Inimsilm on kõige tundlikum kollakasrohelise kiirguse suhtes, mille lainepikkus on umbes 555 nm. Kiirgustsooni on kolm: sinakasvioletne (lainepikkus 400-490 nm), roheline (pikkus 490-570 nm) punane (pikkus 580-720 nm). Need spektritsoonid on ka silmadetektorite ja kolmekihilise värvikile domineeriva spektraalse tundlikkusega tsoonid.

PÄIKESE KIIRGUSE NEELDUMINE ATMOSFÄÄRIS Umbes 23% otsesest päikesekiirgusest neeldub atmosfääris. e Neeldumine on selektiivne: erinevad gaasid neelavad kiirgust spektri erinevates osades ja erineval määral. Lämmastik neelab R väga väikest lainepikkust spektri ultraviolettkiirguse osas. Päikesekiirguse energia selles spektri osas on täiesti tühine, mistõttu lämmastiku neeldumine päikesekiirguse voogu praktiliselt ei mõjuta. Hapnikku neelab rohkem, aga ka väga vähe – spektri nähtava osa kahes kitsas osas ja ultraviolettkiirguses. Osoon neelab ultraviolettkiirgust ja nähtavat päikesekiirgust. Atmosfääris on seda väga vähe, kuid ta neelab atmosfääri ülemistes kihtides ultraviolettkiirgust nii tugevalt, et lühemaid laineid kui 0,29 mikronit ei täheldata maapinna lähedal päikesespektris üldse. Selle päikesekiirguse neeldumine osooni poolt ulatub 3% -ni otsesest päikesekiirgusest.

PÄIKESE KIIRGUSE NEELDUMINE ATMOSFÄÄRIS CO 2 neeldub infrapunaspektris tugevalt, kuid selle sisaldus atmosfääris on väga väike, mistõttu on selle otsese päikesekiirguse neeldumine üldiselt väike. Veeaur on peamine kiirguse neelaja, mis on koondunud troposfääri. Neelab kiirgust spektri nähtavas ja lähi-infrapuna piirkonnas. Pilved ja atmosfääri lisandid (aerosooliosakesed) neelavad päikesekiirgust spektri erinevates osades, olenevalt lisandite koostisest. Veeaur ja aerosoolid neelavad umbes 15%, pilved 5% kiirgusest.

Maa soojusbilanss Hajutatud kiirgus läbib atmosfääri ja seda hajutavad gaasimolekulid. Sellist kiirgust on polaarsetel laiuskraadidel 70% ja troopikas 30%.

Maa soojusbilanss 38% hajutatud kiirgusest naaseb kosmosesse. See annab taevale sinise värvi ja hajutab valgust enne ja pärast päikeseloojangut.

Maa soojusbilanss Otsene + hajus = kogu R 4% peegeldub atmosfääris 10% peegeldub maapinnal 20% muundub soojusenergiaks 24% kulub õhu soojendamiseks Kogu soojuskadu atmosfääri kaudu on 58% kõik kätte saanud

Õhuadvektsioon Õhu liikumine horisontaalsuunas. Advektsioonist saab rääkida: õhumassid, soojus, veeaur, liikumismoment, kiiruspeeris jne Advektsiooni tagajärjel tekkivaid atmosfäärinähtusi nimetatakse advektsiooniks: advektsioonilised udud, advektiivsed äikesetormid, advektiivsed külmad jne.

ALBEDO 1. Laiemas mõttes pinna peegelduvus: vesi, taimestik (mets, stepp), põllumaa, pilved jne. Näiteks metsavõrade albeedo on 10 - 15%, muru - 20 - 25%. liiv - 30 - 35%, värskelt sadanud lumi - 50 - 75% või rohkem. 2. Maa albeedo - maakera poolt koos atmosfääriga tagasi maailmaruumi tagasi peegeldunud päikesekiirguse protsent, atmosfääri piirile saabunud päikesekiirgusele. A= O/P Kiirguse tagasitulek Maa poolt toimub maapinnalt peegeldumisel ja pikalainelise kiirguse pilvedelt, samuti otsese lühilainekiirguse hajumisel atmosfääri poolt. Lumepinnal on suurim peegeldusvõime (85%). Maa albeedo on umbes 42%

Inversiooni tagajärjed Kui normaalne konvektsiooniprotsess peatub, saastub atmosfääri alumine kiht Talvine suits Shanghai linnas on õhu vertikaalse jaotuse piir selgelt nähtav

Temperatuuri inversioon Külma õhu vajumine loob atmosfääri ühtlase oleku. Korstnast eralduv suits ei saa laskuvast õhumassist jagu

Atmosfääri õhurõhu kulg. 760 mm tr. Art. = 1033 g Pa Atmosfäärirõhu igapäevane kõikumine

Vesi atmosfääris Veeauru kogumaht on 12-13 tuhat km 3. Aurumine ookeani pinnalt 86% Aurustumine mandrite pinnalt 14% Veeauru hulk väheneb kõrgusega, kuid selle protsessi intensiivsus sõltub: pinna temperatuurist ja niiskusest, tuule kiirusest ja õhurõhust.

Atmosfääri niiskuse omadused Õhuniiskus on veeauru hulk õhus. Õhu absoluutne niiskus - veeauru sisaldus (g) 1 m 3 õhu kohta või selle rõhk (mm Hg) Suhteline õhuniiskus - õhu veeauruga küllastumise aste (%)

Atmosfääri niiskuse omadused Maksimaalne niiskusküllastus on veeauru sisalduse piir õhus antud temperatuuril. Kastepunkt - temperatuur, mille juures õhus sisalduv veeaur seda küllastab (τ)

Atmosfääri niiskuse omadused Aurustumine – tegelik aurustumine antud pinnalt antud temperatuuril Aurustumine – maksimaalne võimalik aurustumine antud temperatuuril

Atmosfääri niiskuse omadused Aurustumine võrdub aurustumisega vee kohal ja palju vähem maismaal. Kell kõrge temperatuur absoluutne niiskus suureneb, suhteline õhuniiskus jääb samaks, kui vett pole piisavalt.

Atmosfääri niiskuse omadused Külmas õhus, madala absoluutniiskusega, võib suhteline õhuniiskus ulatuda 100% -ni. Sademeid langeb kastepunkti saavutamisel. Külmas kliimas isegi väga madala suhtelise õhuniiskuse korral.

Õhuniiskuse muutumise põhjused 1. TSOONAALSUS Absoluutne niiskus väheneb ekvaatorilt (20 - 30 mm) poolusteni (1 - 2 mm). Suhteline õhuniiskus muutub vähe (70 - 80%).

Õhuniiskuse muutumise põhjused 2. Absoluutse õhuniiskuse aastane kulg vastab temperatuuride kulgemisele: mida soojem, seda kõrgem

RAHVUSVAHELINE PILVEDE KLASSIFIKATSIOON Pilved jagunevad vastavalt 10 põhivormiks (perekonda). välimus. Põhiperekondades on: liigid, sordid ja muud tunnused; samuti vahevormid. g Pilvisust mõõdetakse punktides: 0 - pilvitu; 10 - taevas on täielikult pilvedega kaetud.

RAHVUSVAHELINE PILVEPILVEDE KLASSIFIKATSIOON perekonnad Venekeelne nimi Ladinakeelne nimi I Cirrus Cirrus (Ci) II Cirrocumulus Cirrocumulus (Cc) III Cirrostratus Cirrostratus (Cs) IV Altocumulus Altocumulus (Ac) V Altostratus Altostratus (As) VINto Stracumulustratus (As) VII Nimbostratus Sc) VIII Stratus Stratus (St) IX Cumulus Cumulus (Cu) X Cumulonimbus Cumulonimbus (Cb) Lava kõrgus H = 7–18 km H = 2–8 km H = kuni 2 km

Alumise astme pilved. Stratostratuse pilved on sama päritoluga kui Altostratus. Nende kiht on aga mitu kilomeetrit. Need pilved asuvad alumises, keskmises ja sageli ülemises astmes. Ülemises osas koosnevad need pisikestest tilkadest ja lumehelvestest, alumises osas võivad need sisaldada suuri tilkasid ja lumehelbeid. Seetõttu on nende pilvede kiht tumehalli värvi. Päike ja kuu sellest läbi ei paista. Reeglina sajab kihtpilvedest pilves vihma või lund, mis ulatub maapinnani.

Keskmise tasandi pilved Altocumulus pilved on valged või hallid (või mõlemad) pilvekihid või -harjad. Need on üsna õhukesed pilved, mis varjavad enam-vähem päikest. Kihid või harjad koosnevad lamedatest võllidest, ketastest, plaatidest, mis on sageli paigutatud ridadesse. Neis ilmnevad optilised nähtused - kroonid, sillerdamine - päikese poole suunatud pilvede servade sillerdav värvumine. Irisa näitab, et altkuumurpilved koosnevad väga väikestest ühtlastest tilkadest, mis on tavaliselt ülejahutatud.

Keskmise tasandi pilved Optilised nähtused pilvedes Altocumulus Pilved Kroonid pilvedes Pilve sillerdamine Halo

Ülemised pilved Need on troosfääri kõrgeimad pilved, tekivad madalaimal temperatuuril ja koosnevad jääkristallidest, valge värv poolläbipaistev ja veidi ähmane päikesevalgus.

Pilvede faasikoosseis Vee (piiskade) pilved, mis koosnevad ainult tilkadest. Need võivad eksisteerida mitte ainult positiivsetel, vaid ka negatiivsetel temperatuuridel (-100 C ja alla selle). Sel juhul on tilgad ülejahutatud olekus, mis on atmosfääritingimustes üsna tavaline. c Segapilved, mis koosnevad ülejahtunud pilvede ja jääkristallide segust. Need võivad reeglina eksisteerida temperatuuril -10 kuni -40 °C. Jää (kristallilised) pilved, mis koosnevad ainult jääst ja kristallidest. Need domineerivad reeglina temperatuuril alla 30°C.

Vaatleme esmalt maapinna ning pinnase ja veekogude ülemiste kihtide soojustingimusi. See on vajalik, sest atmosfääri alumisi kihte soojendatakse ja jahutatakse kõige enam kiirgusliku ja mittekiirgusliku soojusvahetuse teel ülemiste pinnase ja vee kihtidega. Seetõttu määravad temperatuurimuutused atmosfääri alumistes kihtides eelkõige maapinna temperatuuri muutused ja järgivad neid muutusi.

Maapind, st pinnase või vee pind (aga ka taimestik, lumi, jääkate) saab pidevalt soojust ja kaotab seda mitmel viisil. Maapinna kaudu kandub soojus ülespoole - atmosfääri ja allapoole - pinnasesse või vette.

Esiteks siseneb atmosfääri kogukiirgus ja vastukiirgus maapinnale. Need imenduvad suuremal või vähemal määral pinnasesse ehk lähevad ülemiste mulla- ja veekihtide soojendamiseks. Samal ajal maapind ise kiirgab ja kaotab selle käigus soojust.

Teiseks tuleb soojus juhtivuse teel maapinnale ülevalt, atmosfäärist. Samamoodi pääseb soojus maapinnalt atmosfääri. Juhtimise teel lahkub soojus ka maapinnalt allapoole pinnasesse ja vette või tuleb maapinnale pinnase ja vee sügavustest.

Kolmandaks saab maapind soojust siis, kui sellele õhust kondenseerub veeaur või, vastupidi, kaotab soojust, kui vesi sealt aurustub. Esimesel juhul vabaneb varjatud soojus, teisel juhul läheb soojus latentsesse olekusse.

Igal ajaperioodil liigub maapinnalt üles ja alla sama palju soojust, kui see selle aja jooksul ülalt ja alt saab. Kui oleks teisiti, siis energia jäävuse seadus ei täituks: oleks vaja eeldada, et energia tekib või kaob maapinnal. Siiski on võimalik, et näiteks soojust võib rohkem tõusta, kui ülalt tuli; sel juhul peaks üleliigne soojusülekanne olema kaetud pinnase või vee sügavustest pinnale tuleva soojusega.

Seega peaks kõigi maapinna soojuse tulude ja kulude algebraline summa olema võrdne nulliga. Seda väljendab maapinna soojusbilansi võrrand.

Selle võrrandi kirjutamiseks ühendame kõigepealt neeldunud kiirguse ja efektiivse kiirguse kiirgusbilansiks.

Soojuse saabumist õhust või selle soojusjuhtivuse teel õhku eraldumist tähistatakse tähega P. Sama tulu või tarbimist soojusvahetusel sügavamate pinnase- või veekihtidega nimetatakse A-ks. Soojuskadu aurustumisel või kondenseerumise ajal maapinnale jõudmist tähistatakse LE-ga, kus L on erisoojus aurustus ja E - aurustunud või kondenseerunud vee mass.

Võib ka öelda, et võrrandi tähendus on see, et kiirgusbilansi maapinnal tasakaalustab mittekiirguslik soojusülekanne (joon. 5.1).

Võrrand (1) kehtib mis tahes ajaperioodi, sealhulgas mitu aastat.

See, et maapinna soojusbilanss on null, ei tähenda, et pinnatemperatuur ei muutuks. Kui soojusülekanne on suunatud allapoole, siis ülalt pinnale tulev ja sügavale sellesse lahkuv soojus jääb suurel määral ülemisse mulla- või veekihti (nn aktiivsesse kihti). Selle kihi temperatuur ja seega ka maapinna temperatuur tõuseb. Vastupidi, soojuse ülekandmisel läbi maapinna alt üles, atmosfääri, väljub soojus eelkõige aktiivsest kihist, mille tulemusena pinnatemperatuur langeb.

Päevast päeva ja aastast aastasse on aktiivse kihi ja maapinna keskmine temperatuur mis tahes kohas vähe erinev. See tähendab, et päeval siseneb mulla või vee sügavustesse päeval peaaegu sama palju soojust kui öösel. Kuid siiski läheb suvepäevadel soojust veidi rohkem alla, kui alt tuleb. Seetõttu soojendatakse mulla- ja veekihte ning seega ka nende pinda päevast päeva. Talvel toimub vastupidine protsess. Need soojuse sisendi hooajalised muutused – soojuse tarbimine pinnases ja vees peaaegu ühtlustuvad aasta jooksul ning maapinna ja aktiivse kihi aasta keskmine temperatuur varieerub aasta-aastalt vähe.

Maa soojusbilanss- energia (kiirgus- ja soojusenergia) sissetulekute ja tarbimise suhe maapinnal, atmosfääris ja Maa-atmosfääri süsteemis. Enamiku atmosfääris, hüdrosfääris ja litosfääri ülemistes kihtides toimuvate füüsikaliste, keemiliste ja bioloogiliste protsesside peamine energiaallikas on päikesekiirgus, mistõttu soojusbilansi komponentide jaotus ja suhe iseloomustavad selle muundumisi neis kestades.

Soojusbilanss on energia jäävuse seaduse konkreetne sõnastus ja see on koostatud Maa pinna osa jaoks (maapinna soojusbilanss); atmosfääri läbiva vertikaalsamba jaoks (atmosfääri soojusbilanss); samale kolonnile, mis läbib atmosfääri ja litosfääri või hüdrosfääri ülemisi kihte (Maa-atmosfääri süsteemi soojusbilanss).

Maapinna soojusbilansi võrrand:

R + P + F0 + LE = 0. (15)

kujutab maapinna elemendi ja ümbritseva ruumi vahel energiavoogude algebralist summat. Selles valemis:

R - kiirgusbilanss, vahe neeldunud lühilainelise päikesekiirguse ja pikalainelise efektiivse kiirguse vahel maapinnalt.

P on soojusvoog, mis tekib aluspinna ja atmosfääri vahel;

F0 - soojusvoogu täheldatakse maapinna ja litosfääri või hüdrosfääri sügavamate kihtide vahel;

LE - aurustumissoojuse tarbimine, mis on defineeritud kui aurustunud vee massi E ja aurustumissoojuse L soojusbilansi korrutis

Nende voogude hulka kuulub kiirgusbilanss (või jääkkiirgus) R – neeldunud lühilainelise päikesekiirguse ja maapinnalt tuleva pikalainelise efektiivse kiirguse vahe. Kiirgusbilansi positiivset või negatiivset väärtust kompenseerivad mitmed soojusvood. Kuna maapinna temperatuur ei ole tavaliselt võrdne õhutemperatuuriga, tekib selle all oleva pinna ja atmosfääri vahel soojusvoog P. Sarnast soojusvoogu F0 täheldatakse ka maapinna ja litosfääri või hüdrosfääri sügavamate kihtide vahel. Sel juhul määrab soojusvoo mullas molekulaarne soojusjuhtivus, samas kui veekogudes on soojusülekanne reeglina suuremal või vähemal määral turbulentse iseloomuga. Soojusvoog F0 reservuaari pinna ja selle sügavamate kihtide vahel on arvuliselt võrdne reservuaari soojussisalduse muutusega antud ajaintervalli jooksul ja soojusülekandega reservuaaris voolude poolt. Maapinna soojusbilansis on tavaliselt olulise tähtsusega soojuskulu LE aurustamiseks, mida defineeritakse aurustunud vee massi E ja aurustumissoojuse L korrutisena. LE väärtus sõltub vee niiskusest. maapind, selle temperatuur, õhuniiskus ja turbulentse soojusülekande intensiivsus pinnapealses õhukihis, mis määrab veeauru maapinnalt atmosfääri kandumise kiiruse.

Atmosfääri soojusbilansi võrrandil on järgmine kuju:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

kus ΔW on soojussisalduse muutus atmosfäärisamba vertikaalses seinas.

Atmosfääri soojusbilanss koosneb selle kiirgusbilansist Ra; soojuse sisend või väljund Lr vee faasimuutuste ajal atmosfääris (r on sademete summa); soojuse P saabumine või tarbimine, mis on tingitud atmosfääri turbulentsest soojusvahetusest maapinnaga; soojuse juurdekasv või -kadu Fa, mis on põhjustatud soojusvahetusest läbi kolonni vertikaalsete seinte, mis on seotud atmosfääri korrapäraste liikumiste ja makroturbulentsiga. Lisaks sisaldab atmosfääri soojusbilansi võrrand terminit ΔW, mis võrdub soojussisalduse muutusega kolonnis.

Maa-atmosfääri süsteemi soojusbilansi võrrand vastab maapinna ja atmosfääri soojusbilansi võrrandite liikmete algebralisele summale. Maapinna ja atmosfääri soojusbilansi komponendid maakera eri piirkondade jaoks määratakse meteoroloogiliste vaatluste (aktinomeetrilistes jaamades, spetsiaalsetes soojusbilansi jaamades, Maa meteoroloogilistel satelliitidel) või klimatoloogiliste arvutustega.

Maapinna soojusbilansi komponentide keskmised laiuskraadid ookeanide, maa ja Maa ning atmosfääri soojusbilansi jaoks on toodud tabelites, kus on arvesse võetud soojusbilansi tingimuste väärtusi. positiivsed, kui need vastavad soojuse saabumisele. Kuna need tabelid viitavad aasta keskmistele oludele, ei sisalda need atmosfääri ja litosfääri ülemiste kihtide soojussisalduse muutusi iseloomustavaid termineid, kuna nende tingimuste puhul on need nullilähedased.

Maa kui planeedi ja atmosfääri soojusbilansi skeem on näidatud joonisel fig. Päikese kiirgusvoog, mis on võrdne keskmiselt ligikaudu 250 kcal/cm 2 aastas atmosfääri välispiiri pinnaühiku kohta, millest ligikaudu 1/3 peegeldub maailmaruumi ja 167 kcal/cm 2 aastas. Maa neeldunud

Soojusvahetus spontaanne pöördumatu soojusülekande protsess ruumis, mis on tingitud ebaühtlasest temperatuuriväljast. Üldjuhul võib soojusülekannet põhjustada ka teiste füüsikaliste suuruste väljade ebahomogeensus, näiteks kontsentratsioonide erinevus (difusioonsoojusefekt). Soojusülekannet on kolme tüüpi: soojusjuhtivus, konvektsioon ja kiirgussoojusülekanne (praktikas teostavad soojusülekannet tavaliselt kõik 3 tüüpi korraga). Soojusülekanne määrab või saadab paljusid looduses toimuvaid protsesse (näiteks tähtede ja planeetide areng, meteoroloogilised protsessid Maa pinnal jne). tehnikas ja igapäevaelus. Paljudel juhtudel, näiteks kuivatamise, aurustusjahutuse, difusiooni, soojusülekande protsesside uurimisel käsitletakse koos massiülekandega. Soojusülekannet kahe jahutusvedeliku vahel neid eraldava tahke seina või nendevahelise liidese kaudu nimetatakse soojusülekandeks.

Soojusjuhtivusüks soojusülekande liike (energia termiline liikumine mikroosakesed) rohkem kuumutatud kehaosadest vähem kuumutatud osadele, mille tulemuseks on temperatuuri ühtlustumine. Soojusjuhtivuse korral toimub energia ülekanne kehas energia otsese ülekandmise tulemusena osakestelt (molekulid, aatomid, elektronid), millel on rohkem energiat, väiksema energiaga osakestele. Kui soojusjuhtivuse temperatuuri suhteline muutus osakeste keskmise vaba tee l kaugusel on väike, siis on täidetud soojusjuhtivuse põhiseadus (Fourier' seadus): soojusvoo tihedus q on võrdeline temperatuurigradiendiga grad T. st (17)

kus λ on soojusjuhtivus või lihtsalt soojusjuhtivus, ei sõltu grad T-st [λ sõltub aine agregeeritud olekust (vt tabelit), selle aatomi- ja molekulaarstruktuurist, temperatuurist ja rõhust, koostisest (aju korral segu või lahus).

Miinusmärk võrrandi paremal küljel näitab, et soojusvoo suund ja temperatuurigradient on vastastikku vastupidised.

Q väärtuse ja ristlõikepindala F suhet nimetatakse erisoojusvooguks või soojuskoormuseks ja seda tähistatakse tähega q.

(18)

Tabelitest valitakse teatud gaaside, vedelike ja tahkete ainete soojusjuhtivuse koefitsiendi λ väärtused atmosfäärirõhul 760 mm Hg.

Soojusülekanne. Soojusülekanne kahe jahutusvedeliku vahel neid eraldava tahke seina või nendevahelise liidese kaudu. Soojusülekanne hõlmab soojusülekannet kuumemalt vedelikult seinale, soojusjuhtivust seinas, soojusülekannet seinast külmemale liikuvale keskkonnale. Soojusülekande intensiivsust soojusülekande ajal iseloomustab soojusülekandetegur k, mis on arvuliselt võrdne soojushulgaga, mis kandub läbi seinapinna ühiku ajaühikus vedelike temperatuuride erinevuse 1 K juures; mõõde k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Väärtust R, soojusülekandeteguri pöördväärtust, nimetatakse soojustakistuse summaarseks soojusülekandeks. Näiteks ühekihilise seina R

,

kus α1 ja α2 on soojusülekande koefitsiendid kuumalt vedelikult seinapinnale ja seinapinnalt külmale vedelikule; δ - seina paksus; λ on soojusjuhtivuse koefitsient. Enamikul praktikas esinevatel juhtudel määratakse soojusülekandetegur empiiriliselt. Sel juhul töödeldakse saadud tulemusi sarnasusteooria meetoditega

Kiirgussoojusülekanne - kiirgussoojusülekanne toimub aine sisemise energia kiirgusenergiaks muundamise, kiirgusenergia ülekandmise ja aine poolt neeldumise tulemusena. Kiirgussoojusülekande protsesside käigu määrab soojust vahetavate kehade vastastikune paigutus ruumis, neid kehasid eraldava keskkonna omadused. Kiirgussoojuse ülekande ja muude soojusülekande tüüpide (soojusjuhtivus, konvektiivsoojusülekanne) oluline erinevus seisneb selles, et see võib toimuda ka soojusülekandepindu eraldava materjali puudumisel, kuna see toimub soojusülekande tulemusena. elektromagnetkiirguse levik.

Läbipaistmatu keha pinnale kiirgava soojusülekande protsessis langev kiirgusenergia, mida iseloomustab langeva kiirgusvoo Qinc väärtus, neeldub kehas osaliselt ja peegeldub osaliselt selle pinnalt (vt joonis).

Neeldunud kiirguse voog Qabs määratakse järgmise seosega:

Qabs \u003d A Qpad, (20)

kus A on keha neeldumisvõime. Tänu sellele, et läbipaistmatule kehale

Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)

kus Qotr on keha pinnalt peegeldunud kiirgusvoog, on viimane väärtus võrdne:

Qotr \u003d (1–A) Qpad, (22)

kus 1 - A \u003d R on keha peegeldusvõime. Kui keha neeldumisvõime on 1 ja seetõttu peegeldusvõime on 0, st keha neelab kogu sellele langeva energia, siis nimetatakse seda absoluutselt mustaks kehaks Iga keha, mille temperatuur erineb absoluutsest nullist, kiirgab energiat keha kuumenemise tõttu. Seda kiirgust nimetatakse keha enda kiirguseks ja seda iseloomustab tema enda kiirguse voog Qe. Isekiirgust, mis on seotud keha pinnaühikuga, nimetatakse tema enda kiirguse vootiheduseks ehk keha emissiooniks. Viimane on vastavalt Stefan-Boltzmanni kiirgusseadusele võrdeline keha temperatuuriga neljanda astmeni. Mustsuse astmeks nimetatakse keha kiirgustiheduse suhet samal temperatuuril täiesti musta keha kiirgusvõimesse. Kõigi kehade puhul on mustuse aste väiksem kui 1. Kui mõne keha puhul see ei sõltu kiirguse lainepikkusest, siis nimetatakse sellist keha halliks. Halli keha kiirgusenergia jaotuse olemus lainepikkustel on sama, mis absoluutselt musta keha oma, see tähendab, et seda kirjeldab Plancki kiirgusseadus. Halli keha mustusaste on võrdne selle neeldumisvõimega.

Iga süsteemi siseneva keha pind kiirgab peegeldunud kiirguse voogusid Qotr ja oma kiirgust Qcob; keha pinnalt lahkuva energia koguhulka nimetatakse efektiivseks kiirgusvooks Qeff ja see määratakse seosega:

Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)

Osa keha neeldunud energiast naaseb oma kiirgusena süsteemi tagasi, mistõttu kiirgussoojusülekande tulemust saab kujutada enda ja neeldunud kiirguse voogude erinevusena. Väärtus

Qpez \u003d Qcob – Qabs (24)

nimetatakse tekkivaks kiirgusvooks ja see näitab, kui palju energiat keha saab või kaotab ajaühikus kiirgussoojusülekande tulemusena. Saadud kiirgusvoogu võib väljendada ka kujul

Qpez \u003d Qeff – Qpad, (25)

ehk kogutarbimise ja kiirgusenergia kogu kehapinnale saabumise vahena. Seega, arvestades seda

Qpad = (Qcob – Qpez) / A, (26)

saame avaldise, mida kasutatakse laialdaselt kiirgussoojusülekande arvutustes:

Kiirgussoojusülekande arvutamise ülesanne on reeglina leida tekkivad kiirgusvood kõikidel antud süsteemi kuuluvatel pindadel, kui on teada kõigi nende pindade temperatuurid ja optilised omadused. Selle ülesande lahendamiseks on vaja lisaks viimasele seosele välja selgitada seos antud pinnal oleva voo Qinc ja voogude Qeff vahel kõigil kiirgussoojusvahetussüsteemi kuuluvatel pindadel. Selle seose leidmiseks kasutatakse kiirguse keskmise nurkkoefitsiendi mõistet, mis näitab, milline osa kiirgussoojusvahetussüsteemi kuuluva teatud pinna poolkerakujulisest (st poolkera sees igas suunas kiirgavast) kiirgusest langeb see pind. Seega on voog Qfall mis tahes kiirgussoojusvahetussüsteemi kuuluvatel pindadel määratletud kõigi pindade (ka antud, kui see on nõgus) korrutiste Qeff ja vastavate kiirguse nurkkoefitsientide summana.

Kiirgussoojusülekanne mängib olulist rolli soojusülekande protsessides, mis toimuvad temperatuuril umbes 1000 °C ja kõrgemal. Seda kasutatakse laialdaselt erinevates tehnoloogiavaldkondades: metallurgias, soojusenergeetikas, tuumaenergeetikas, raketitehnoloogias, keemiatehnoloogias, kuivatustehnoloogias ja päikesetehnoloogias.

Vaatleme koos atmosfääriga ka Maa aktiivse kihi soojusrežiimi. Aktiivne kiht on selline mulla- või veekiht, mille temperatuur kogeb igapäevaseid ja aastaseid kõikumisi. Vaatlused näitavad, et maismaal levib päevane kõikumine 1–2 m sügavusele, aastane kõikumine – mitmekümnemeetrise kihini. Meredes ja ookeanides on aktiivse kihi paksus kümme korda suurem kui maismaal. Seos atmosfääri soojusrežiimide ja Maa aktiivse kihi vahel toimub maapinna nn soojusbilansi võrrandi abil. Seda võrrandit kasutas esmakordselt 1941. aastal õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise teooria koostamiseks A.A. Dorodnitsõn. Järgnevatel aastatel kasutasid paljud teadlased soojusbilansi võrrandit laialdaselt atmosfääri pinnakihi erinevate omaduste uurimiseks kuni muutuste hindamiseni, mis toimuvad aktiivsete mõjude mõjul, näiteks jääkattel. Arktika. Peatugem maapinna soojusbilansi võrrandi tuletamisel. Maapinnale saabunud päikesekiirgus neeldub maismaal õhukese kihina, mille paksust tähistatakse (joonis 1). Lisaks päikesekiirguse voolule saab maapind soojust atmosfääri infrapunakiirguse vooluna, see kaotab soojust oma kiirguse kaudu.

Riis. üks.

Pinnas läbivad kõik need ojad muutumise. Kui elementaarkihis paksusega (- sügavus, mis on arvestatud pinnast pinnase sügavusse) on voog Ф muutunud dФ võrra, siis saame kirjutada

kus a on neeldumistegur, on pinnase tihedus. Integreerides viimase seose vahemikus alates kuni, saame

kus on sügavus, mille juures vooluhulk väheneb teguri e võrra võrreldes vooluga Ф(0) juures. Koos kiirgusega toimub soojusülekanne mullapinna turbulentse vahetuse kaudu atmosfääriga ja molekulaarvahetusega selle all olevate pinnasekihtidega. Turbulentse vahetuse mõjul kaotab või saab pinnas soojushulga, mis on võrdne

Lisaks aurustub pinnase pinnalt vesi (või kondenseerub veeaur), mis kulutab soojushulga

Molekulaarne vool läbi kihi alumise piiri on kirjutatud kui

kus on pinnase soojusjuhtivuse koefitsient, on selle erisoojusmahtuvus, on molekulaarse soojuse difusiooni koefitsient.

Soojuse sissevoolu mõjul muutub pinnase temperatuur ja 0 lähedasel temperatuuril jää sulab (või vesi külmub). Lähtudes pinnase vertikaalsamba energia jäävuse seadusest, saame paksuse kirja panna.

Võrrandis (19) on esimene liige vasakul pool pinnase soojussisalduse muutmiseks cm 3 kulunud soojushulk ajaühikus, teine ​​jää sulatamiseks kasutatud soojushulk (). Paremal pool võetakse kõik soojusvood, mis ülemise ja alumise piiri kaudu mullakihti sisenevad, märgiga “+” ja need, mis kihist väljuvad, “-” märgiga. Võrrand (19) on mullakihi paksuse soojusbilansi võrrand. Sellel üldkujul pole see võrrand midagi muud kui soojuse sissevoolu võrrand, mis on kirjutatud piiratud paksusega kihi jaoks. Sellest ei ole võimalik saada täiendavat teavet (võrreldes soojuse sissevoolu võrrandiga) õhu ja pinnase soojusrežiimi kohta. Soojusbilansi võrrandis on aga võimalik välja tuua mitu erijuhtu, kui seda saab kasutada sõltumatuna diferentsiaalvõrrandid piirtingimus. Sel juhul võimaldab soojusbilansi võrrand määrata maapinna tundmatu temperatuuri. Sellised erijuhtumid on järgmised. Maal, mis pole lume ega jääga kaetud, on väärtus, nagu juba märgitud, üsna väike. Samal ajal on suhe iga molekulaarse vahemiku suurusjärgus olevate kogustega üsna suur. Selle tulemusel saab jää sulamisprotsesside puudumisel maa võrrandi piisava täpsusega kirjutada kujul:

Võrrandi (20) kolme esimese liikme summa pole midagi muud kui maapinna kiirgusbilanss R. Seega on maapinna soojusbilansi võrrand järgmine:

Atmosfääri ja pinnase soojusrežiimi uurimisel kasutatakse piirtingimusena soojusbilansi võrrandit kujul (21).

Kõigi biosfääris toimuvate protsesside peamine energiaallikas on päikesekiirgus. Maad ümbritsev atmosfäär neelab nõrgalt Päikeselt tuleva lühilainekiirgust, mis jõuab peamiselt maapinnani. Osa päikesekiirgusest neeldub ja hajutab atmosfääri. Langeva päikesekiirguse neeldumine on tingitud osooni, süsinikdioksiidi, veeauru ja aerosoolide olemasolust atmosfääris.[ ...]

Langeva päikesevoo mõjul selle neeldumise tulemusena maapind soojeneb ja muutub atmosfääri suunas suunatud pikalainelise (LW) kiirguse allikaks. Atmosfäär seevastu on ka Maa poole suunatud DW-kiirguse (nn atmosfääri vastukiirgus) allikas. Sel juhul toimub maapinna ja atmosfääri vahel vastastikune soojusvahetus. Maapinnal neeldunud kõrgsageduskiirguse ja efektiivse kiirguse vahet nimetatakse kiirgusbilansiks. Kõrgkõrgsagedusliku päikesekiirguse energia muundumine, kui see neeldub maapinna ja atmosfääri poolt, nendevaheline soojusvahetus moodustab Maa soojusbilansi.[ ...]

Atmosfääri kiirgusrežiimi peamiseks tunnuseks on kasvuhooneefekt, mis seisneb selles, et lühilainekiirgus jõuab valdavalt maapinnani, põhjustades selle kuumenemist ning Maalt lähtuv LW kiirgus hilineb atmosfääri poolt, samas vähendada Maa soojusülekannet kosmosesse. Atmosfäär on omamoodi soojust isoleeriv kest, mis takistab Maa jahtumist. CO2, H20 aurude, aerosoolide jms osakaalu tõus suurendab kasvuhooneefekti, mis toob kaasa madalama atmosfääri keskmise temperatuuri tõusu ja kliima soojenemise. Atmosfääri soojuskiirguse peamine allikas on maapind.[ ...]

Maapinnal ja atmosfääris neelduva päikesekiirguse intensiivsus on 237 W/m2, millest maapind 157 W/m2, atmosfäär 80 W/m2. Maa soojusbilanss on üldkujul esitatud joonisel fig. 6.15.[ ...]

Maapinna kiirgusbilanss on 105 W/m2 ning sellest lähtuv efektiivne kiirgus võrdub neeldunud kiirguse ja kiirgusbilansi vahega ning on 52 W/m2. Kiirgusbilansi energia kulub Maa turbulentsele soojusvahetusele atmosfääriga, mis on 17 W/m2, ja vee aurustumise protsessile, mis on 88 W/m2.[ ...]

Atmosfääri soojusülekande skeem on näidatud joonisel fig. 6.16. Nagu sellelt diagrammil näha, saab atmosfäär soojusenergiat kolmest allikast: Päikeselt neeldunud HF-kiirguse kujul intensiivsusega ligikaudu 80 W/m2; maapinnalt tuleva veeauru kondenseerumisel tekkiv soojus 88 W/m2; turbulentne soojusvahetus Maa ja atmosfääri vahel (17 W/m2).[ ...]

Soojusülekande komponentide summa (185 W/m) võrdub atmosfääri soojuskadudega DW kiirguse näol avakosmosesse. Mitteoluline osa langevast päikesekiirgusest, mis on oluliselt väiksem soojusbilansi antud komponentidest, kulub muudele atmosfääris toimuvatele protsessidele.[ ...]

Aurustumise erinevust mandritelt ning merede ja ookeanide pindadelt kompenseerivad veeauru massiülekande protsessid läbi õhuvoolude ja maakera veealadele suubuvate jõgede voolu.