Bilanțul termic al pământului în ansamblu. Bilanțele de radiații și căldură. Fluctuațiile sezoniere ale balanței radiațiilor

Diferența dintre radiația solară absorbită și radiația efectivă este balanța radiațiilor sau radiația reziduală a suprafeței pământului (B). Bilanțul radiațiilor, mediat pe întreaga suprafață a Pământului, poate fi scris ca formula B = Q * (1 - A) - E eff sau B = Q - R k - E eff. Figura 24 prezintă procentul aproximativ al diferitelor tipuri de radiații implicate în balanța radiațiilor și a căldurii. Este evident că suprafața Pământului absoarbe 47% din toată radiația care a ajuns pe planetă, iar radiația efectivă este de 18%. Astfel, bilanţul radiaţiilor, mediat pe suprafaţa întregului Pământ, este pozitiv şi se ridică la 29%.

Orez. 24. Schema balanțelor radiațiilor și termice ale suprafeței pământului (conform K. Ya. Kondratiev)

Distribuția balanței radiațiilor pe suprafața pământului este foarte complexă. Cunoașterea tiparelor acestei distribuții este extrem de importantă, deoarece sub influența radiațiilor reziduale se formează regimul de temperatură al suprafeței subiacente și al troposferei și clima Pământului în ansamblu. Analiza hărților bilanțului de radiații al suprafeței terestre pentru anul (Fig. 25) conduce la următoarele concluzii.

Suma anuală a balanței radiațiilor de pe suprafața Pământului este aproape peste tot pozitivă, cu excepția platourilor de gheață din Antarctica și Groenlanda. Valorile sale anuale scad zonal și regulat de la ecuator la poli, în conformitate cu factorul principal - radiația totală. În plus, diferența dintre valorile balanței radiațiilor dintre ecuator și poli este mai semnificativă decât diferența dintre valorile radiației totale. Prin urmare, zonalitatea bilanţului radiaţiilor este foarte pronunţată.

Următoarea regularitate a balanței radiațiilor este creșterea acestuia în timpul tranziției de la uscat la ocean cu discontinuități și amestecarea izoliniilor de-a lungul coastei. Această caracteristică este mai bine exprimată în latitudinile ecuatorial-tropicale și se netezește treptat către cele polare.Echilibrul mai mare de radiații peste oceane se explică prin albedo-ul mai scăzut al apei, în special la latitudinile ecuatorial-tropicale, și radiația efectivă redusă datorată temperatura mai scăzută a suprafeței Oceanului și conținutul semnificativ de umiditate al aerului și înnorabilitatea Datorită valorilor crescute ale balanței radiațiilor și suprafeței mari a Oceanului de pe planetă (71%), el este cel care joacă rolul principal în regimul termic al Pământului, iar diferența în balanța radiațiilor oceanelor și continentelor determină influența reciprocă constantă și profundă a acestora unul asupra celuilalt la toate latitudinile.

Orez. 25. Bilanțul de radiații al suprafeței terestre pentru anul [MJ / (m 2 X an)] (după S. P. Khromov și M. A. Petrosyants)

Modificările sezoniere ale bilanţului radiaţiilor la latitudinile ecuatorial-tropicale sunt mici (Fig. 26, 27). Acest lucru are ca rezultat mici fluctuații de temperatură pe tot parcursul anului. Prin urmare, anotimpurile anului sunt determinate acolo nu de cursul temperaturilor, ci de regimul anual de precipitații. În latitudinile extratropicale, există modificări calitative ale balanței radiațiilor de la pozitiv la valori negative pe parcursul unui an. Vara, pe vaste întinderi de latitudini temperate și parțial înalte, valorile bilanțului radiațiilor sunt semnificative (de exemplu, în iunie, pe pământ în apropierea Cercului polar, sunt aceleași ca în deșerturile tropicale) și fluctuațiile acestuia în latitudinile sunt relativ mici. Acest lucru se reflectă în regimul de temperatură și, în consecință, în slăbirea circulației interlatitudinale în această perioadă. În timpul iernii, pe întinderi mari, balanța radiațiilor este negativă: linia balanței radiațiilor zero a lunii cele mai reci trece peste pământ aproximativ de-a lungul a 40 ° latitudine, peste oceane - de-a lungul a 45 °. Condițiile termobarice diferite în timpul iernii duc la activarea proceselor atmosferice în zonele de latitudine temperată și subtropicală. Bilanțul negativ al radiațiilor pe timp de iarnă la latitudinile temperate și polare este parțial compensat de afluxul de căldură cu mase de aer și apă de la latitudinile ecuatorial-tropicale. Spre deosebire de latitudinile joase din latitudinile temperate și înalte, anotimpurile anului sunt determinate în primul rând de condițiile termice care depind de balanța radiațiilor.

Orez. 26. Bilanțul de radiații al suprafeței terestre pentru luna iunie [în 10 2 MJ / (m 2 x M es.) |

În munții de toate latitudinile, distribuția balanței radiațiilor este complicată de influența înălțimii, a duratei stratului de zăpadă, a expunerii la insolație a versanților, a înnorării etc. În general, în ciuda valorilor crescute ale radiației totale în munți , echilibrul de radiații este mai scăzut acolo datorită albedo-ului zăpezii și gheții, creșterii proporției de radiații efective și altor factori.

Atmosfera Pământului are propriul său echilibru de radiații. Sosirea radiațiilor în atmosferă se datorează absorbției atât a radiației solare cu undă scurtă, cât și a radiației terestre cu undă lungă. Radiația este consumată de atmosferă cu contraradiație, care este complet compensată de radiația terestră și datorită radiațiilor emise. Potrivit experților, bilanțul de radiații al atmosferei este negativ (-29%).

În general, echilibrul de radiații al suprafeței și atmosferei Pământului este 0, adică Pământul se află într-o stare de echilibru radiativ. Cu toate acestea, excesul de radiații pe suprafața Pământului și lipsa acesteia în atmosferă fac să ne punem întrebarea: de ce, cu un exces de radiații, suprafața Pământului nu se incinerează, iar atmosfera, cu deficiența ei, nu îngheață la o temperatură de zero absolut? Cert este că între suprafața Pământului și atmosferă (precum și între suprafața și straturile adânci ale Pământului și apă) există metode non-radiative de transfer de căldură. Primul este conductivitatea termică moleculară și transferul de căldură turbulent (H), în timpul căruia atmosfera este încălzită și căldura este redistribuită în ea vertical și orizontal. De asemenea, straturile adânci ale pământului și ale apei sunt încălzite. Al doilea este schimbul de căldură activ, care are loc atunci când apa trece de la unul starea de fazăîn alta: în timpul evaporării, căldura este absorbită, iar în timpul condensării și sublimării vaporilor de apă, se eliberează căldura latentă de vaporizare (LE).

Sunt metode non-radiative de transfer de căldură care echilibrează balanța radiațiilor de pe suprafața pământului și atmosferă, aducând atât la zero, cât și prevenind supraîncălzirea suprafeței și suprarăcirea atmosferei terestre. Suprafața pământului pierde 24% din radiații ca urmare a evaporării apei (și, respectiv, atmosfera primește aceeași cantitate datorită condensării și sublimării ulterioare a vaporilor de apă sub formă de nori și ceață) și 5% din radiații atunci când atmosfera este încălzit de la suprafața pământului. În total, aceasta reprezintă exact 29% din radiații care sunt excesive pe suprafața pământului și care lipsesc în atmosferă.

Orez. 27. Bilanțul de radiații al suprafeței terestre pentru luna decembrie [în 10 2 MJ / (m 2 x M es.)]

Orez. 28. Componente ale bilanţului termic al suprafeţei pământului în timpul zilei (conform lui S. P. Khromov)

Suma algebrică a tuturor veniturilor și cheltuielilor de căldură de pe suprafața pământului și din atmosferă se numește bilanțul termic; bilanţul radiaţiilor este astfel cea mai importantă componentă a bilanţului termic. Ecuația pentru bilanţul termic al suprafeţei pământului are forma:

B – LE – P±G = 0,

unde B este balanța de radiații a suprafeței pământului, LE este consumul de căldură pentru evaporare (L este căldura specifică de evaporare, £ este masa apei evaporate), P este schimbul de căldură turbulent dintre suprafața de bază și atmosferă, G este schimbul de căldură cu suprafața de bază (Fig. 28). Pierderea de căldură de suprafață pentru încălzirea stratului activ în timpul zilei și verii este aproape complet compensată de revenirea acesteia de la adâncime la suprafață noaptea și iarna, prin urmare, temperatura medie anuală pe termen lung a straturilor superioare ale solului și apa Oceanului Mondial este considerată constantă și G pentru aproape orice suprafață poate fi considerat egal cu zero. Prin urmare, în concluzia pe termen lung, bilanțul anual de căldură al suprafeței terestre și al Oceanului Mondial este cheltuit pentru evaporare și schimb de căldură între suprafața de bază și atmosferă.

Distribuția bilanțului termic pe suprafața Pământului este mai complexă decât cea radiativă, datorită numeroșilor factori care îl afectează: înnorare, precipitații, încălzire la suprafață etc. La diferite latitudini, valorile bilanțului termic diferă de la 0 într-o direcție. sau altul: la latitudini mari, este negativ, iar în jos - pozitiv. Lipsa de căldură în regiunile polare nordice și sudice este compensată de transferul acesteia de la latitudini tropicale în principal cu ajutorul curenților oceanici și al maselor de aer, stabilindu-se astfel echilibrul termic între diferitele latitudini ale suprafeței terestre.

Bilanțul termic al atmosferei se scrie după cum urmează: –B + LE + P = 0.

Este evident că regimurile termice reciproc complementare ale suprafeței Pământului și ale atmosferei se echilibrează reciproc: toată radiația solară care intră pe Pământ (100%) este echilibrată de pierderea radiației Pământului datorită reflexiei (30%) și radiației (70%). , prin urmare, în general, termic Echilibrul Pământului, ca și cel de radiație, este egal cu 0. Pământul se află în echilibru radiant și termic, iar orice încălcare a acestuia poate duce la supraîncălzirea sau răcirea planetei noastre.

Natura bilanţului termic şi a acestuia nivel de energie determina caracteristicile si intensitatea majoritatii proceselor care au loc in anvelopa geografica si mai ales regimul termic al troposferei.

Pământul primește căldură prin absorbția radiației solare cu unde scurte în atmosferă și în special pe suprafața pământului. Radiația solară este practic singura sursă de căldură din sistemul „atmosferă-pământ”. Alte surse de căldură (căldura eliberată în timpul dezintegrarii elementelor radioactive din interiorul Pământului, căldură gravitațională etc.) dau în total doar o cinci miimi din căldura care intră în limita superioară a atmosferei din radiația solară Deci și atunci când se întocmește bilanţul termic ecuație, ele pot fi ignorate.

Căldura se pierde odată cu radiația cu unde scurte care părăsește spațiul mondial, reflectată din atmosfera Soa și de pe suprafața pământului SOP, și datorită radiației efective a radiației cu undă lungă Ee de către suprafața terestră și a radiației atmosferei Еa.

Astfel, la limita superioară a atmosferei, echilibrul termic al Pământului ca planetă constă din transferul de căldură radiant (radiativ):

SO - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)

unde? Se, schimbarea conținutului de căldură al sistemului „atmosferă - Pământ” într-o perioadă de timp?

Luați în considerare termenii acestei ecuații pentru perioada anuală. Fluxul radiației solare la distanța medie a Pământului față de Soare este aproximativ egal cu 42,6-10° J/(m2-an). Din acest flux, Pământul primește o cantitate de energie egală cu produsul constantei solare I0 și aria secțiunii transversale a Pământului pR2, adică I0 pR2, unde R este raza medie a Pământului. Sub influența rotației Pământului, această energie este distribuită pe întreaga suprafață a globului, egală cu 4pR2. În consecință, valoarea medie a fluxului de radiație solară către suprafața orizontală a Pământului, fără a lua în considerare atenuarea acestuia de către atmosferă, este Iо рR2/4рR3 = Iо/4, sau 0,338 kW/m2. Timp de un an, se primesc în medie aproximativ 10,66-109 J, sau 10,66 GJ de energie solară pentru fiecare metru pătrat de suprafață a limitei exterioare a atmosferei, adică Io = 10,66 GJ / (m2 * an).

Luați în considerare partea de cheltuieli a ecuației (1). Radiația solară care a ajuns la limita exterioară a atmosferei pătrunde parțial în atmosferă și este parțial reflectată de atmosferă și de suprafața pământului în spațiul mondial. Conform celor mai recente date, albedo-ul mediu al Pământului este estimat la 33%: este suma reflexiei de la nori (26%) și reflecției de pe suprafața subiacentă (7:%). Apoi radiația reflectată de nori Soa = 10,66 * 0,26 = 2,77 GJ / (m2 * an), suprafața pământului - SOP = 10,66 * 0,07 = 0,75 GJ / (m2 * an) și, în general, Pământul reflectă 3,52 GJ/ (m2*an).

Suprafața pământului, încălzită ca urmare a absorbției radiației solare, devine o sursă de radiații cu undă lungă care încălzește atmosfera. Suprafața oricărui corp care are o temperatură peste zero absolut radiază continuu energie termică. Suprafața pământului și atmosfera nu fac excepție. Conform legii Stefan-Boltzmann, intensitatea radiației depinde de temperatura corpului și de emisivitatea acestuia:

E = wT4, (2)

unde E este intensitatea radiației, sau autoradierea, W / m2; c este emisivitatea corpului relativ la un corp complet negru, pentru care c = 1; y - constanta lui Stefan - Boltzmann, egal cu 5,67 * 10-8 W / (m2 * K4); T este temperatura absolută a corpului.

Valorile pentru diferite suprafețe variază de la 0,89 (suprafață netedă a apei) până la 0,99 (iarbă verde densă). În medie, pentru suprafața pământului, v este luat egal cu 0,95.

Temperaturile absolute ale suprafeței terestre sunt cuprinse între 190 și 350 K. La astfel de temperaturi, radiația emisă are lungimi de undă de 4-120 microni și, prin urmare, este toată infraroșu și nu este percepută de ochi.

Radiația intrinsecă a suprafeței pământului - E3, calculată prin formula (2), este egală cu 12,05 GJ / (m2 * an), care este cu 1,39 GJ / (m2 * an), sau cu 13% mai mare decât radiația solară care a sosit la limita superioară a atmosferei S0. O revenire atât de mare a radiației de către suprafața pământului ar duce la răcirea sa rapidă, dacă aceasta nu ar fi împiedicată prin absorbția radiațiilor solare și atmosferice de către suprafața pământului. Radiația terestră infraroșie, sau radiația proprie a suprafeței terestre, în intervalul de lungimi de undă de la 4,5 la 80 de microni este absorbită intens de vaporii de apă atmosferici și numai în intervalul de 8,5 - 11 microni trece prin atmosferă și intră în spațiul mondial. La rândul lor, vaporii de apă atmosferici emit și radiații infraroșii invizibile, cea mai mare parte din care sunt direcționate spre suprafața pământului, iar restul merge în spațiul mondial. Radiația atmosferică care vine la suprafața pământului se numește contraradiația atmosferei.

Din contraradiația atmosferei, suprafața pământului absoarbe 95% din magnitudinea sa, deoarece, conform legii lui Kirchhoff, strălucirea unui corp este egală cu absorbția sa radiantă. Astfel, contraradiația atmosferei este o sursă importantă de căldură pentru suprafața pământului pe lângă radiația solară absorbită. Contraradiația atmosferei nu poate fi determinată direct și se calculează prin metode indirecte. Contraradiația atmosferei absorbită de suprafața terestră Eza = 10,45 GJ / (m2 * an). În ceea ce privește S0, este de 98%.

Contraradiația este întotdeauna mai mică decât cea a pământului. Prin urmare, suprafața pământului pierde căldură din cauza diferenței pozitive dintre radiația proprie și cea inversă. Diferența dintre autoradiația suprafeței pământului și contraradiația atmosferei se numește radiație efectivă (Ee):

Ee \u003d Ez - Eza (3)

schimbul de căldură solară pe pământ

Radiația eficientă este pierderea netă de energie radiantă și, prin urmare, de căldură, de la suprafața pământului. Această căldură care scapă în spațiu este de 1,60 GJ / (m2 * an), sau 15% din radiația solară care a ajuns la limita superioară a atmosferei (săgeata E3 din Fig. 9.1). În latitudinile temperate, suprafața pământului pierde prin radiația efectivă aproximativ jumătate din cantitatea de căldură pe care o primește din radiația absorbită.

Radiația atmosferei este mai complexă decât radiația de pe suprafața pământului. În primul rând, conform legii lui Kirchhoff, energia este emisă doar de acele gaze care o absorb, adică vaporii de apă, dioxidul de carbon și ozonul. În al doilea rând, radiația fiecăruia dintre aceste gaze are un caracter selectiv complex. Deoarece conținutul de vapori de apă scade odată cu înălțimea, cele mai puternice straturi ale atmosferei se află la altitudini de 6-10 km. Radiația cu undă lungă a atmosferei în spațiul mondial Еa=5,54 GJ/(m2*an), care reprezintă 52% din afluxul radiației solare către limita superioară a atmosferei. Radiația cu undă lungă a suprafeței pământului și a atmosferei care intră în spațiu se numește radiație de ieșire EU. În total, este egal cu 7,14 GJ/(m2*an), sau 67% din afluxul de radiație solară.

Înlocuind valorile găsite ale lui So, Soa, Sop, Ee și Ea în ecuația (1), obținem - ?Sz = 0, adică radiația de ieșire, împreună cu radiația de undă scurtă reflectată și împrăștiată Soz, compensează afluxul radiației solare către Pământ. Cu alte cuvinte, Pământul, împreună cu atmosfera, pierde atât de multă radiație cât primește și, prin urmare, se află într-o stare de echilibru radiativ.

Echilibrul termic al Pământului este confirmat de observațiile pe termen lung ale temperaturii: temperatura medie a Pământului variază puțin de la an la an și rămâne aproape neschimbată de la o perioadă de lungă durată la alta.

Principala sursă de energie pentru marea majoritate a proceselor fizice, chimice și biologice din atmosferă, hidrosferă și în straturile superioare ale litosferei este radiația solară și, prin urmare, raportul dintre componente. . caracterizează transformările sale în aceste cochilii.

T. b. sunt formulări private ale legii conservării energiei și sunt compilate pentru o secțiune a suprafeței Pământului (T. b. a suprafeței terestre); pentru o coloană verticală care trece prin atmosferă (T. b. atmosferă); pentru o astfel de coloană care trece prin atmosferă și straturile superioare ale litosferei, hidrosfera (T. b. sistemul Pământ-atmosfera).

T. b. suprafața pământului: R + P + F0 + LE = 0 este suma algebrică a fluxurilor de energie dintre un element de pe suprafața pământului și spațiul înconjurător. Aceste fluxuri includ radiația (sau radiația reziduală) R - între radiația solară cu undă scurtă absorbită și radiația eficientă cu undă lungă de la suprafața pământului. Bilanțul radiațiilor pozitiv sau negativ este compensat de mai multe fluxuri de căldură. Deoarece suprafața pământului nu este de obicei egală cu temperatura aerului, căldura ia naștere între suprafața subiacentă și atmosferă. Un flux de căldură similar F0 se observă între suprafața pământului și straturile mai profunde ale litosferei sau hidrosferei. În același timp, fluxul de căldură în sol este determinat de conductivitatea termică moleculară, în timp ce în corpurile de apă, ca , este mai mult sau mai puțin turbulent. Fluxul de căldură F0 dintre suprafața rezervorului și straturile sale mai adânci este numeric egal cu modificarea conținutului de căldură al rezervorului într-un timp dat și cu transferul de căldură prin curenți din rezervor. Esențial în T. b. suprafața pământului are de obicei căldură per LE, care este definită ca masa de apă evaporată E pe căldura de evaporare L. Valoarea LE depinde de umezirea suprafeței pământului, de temperatura acestuia, de umiditatea aerului și de intensitatea căldurii turbulente. transferul în stratul de aer de suprafață, care determină transferul apei de la suprafața pământului în atmosferă.

Ecuația T. b. atmosfera are: Ra + Lr + P + Fa = DW.

T. b. atmosfera este compusă din balanța sa de radiații Ra; aport sau ieșire de căldură Lr în timpul transformărilor de fază ale apei din atmosferă (r - precipitații); sosirea sau consumul de căldură P, datorită schimbului de căldură turbulent al atmosferei cu suprafața terestră; câștig sau pierdere de căldură Fa cauzată de schimbul de căldură prin pereții verticali ai coloanei, care este asociat cu mișcări atmosferice ordonate și macroturbulențe. În plus, în ecuația T. b. atmosfera intră DW, egală cu modificarea conținutului de căldură din interiorul coloanei.

Ecuația T. b. sisteme Pământ - atmosferă corespunde sumei algebrice a termenilor ecuațiilor T. b. suprafața pământului și atmosfera. Componentele lui T. b. Suprafața și atmosfera Pământului pentru diferite regiuni ale globului sunt determinate de observații meteorologice (la stații actinometrice, la stații speciale de pe cer și pe sateliții meteorologici ai Pământului) sau de calcule climatologice.

Valorile latitudinale ale componentelor lui T. b. suprafața pământului pentru oceane, pământ și Pământ și T. b. atmosferele sunt date în tabelele 1, 2, unde valorile membrilor T. b. sunt considerate pozitive dacă corespund sosirii căldurii. Deoarece aceste tabele se referă la condiții medii anuale, ele nu includ termeni care caracterizează modificările conținutului de căldură al atmosferei și a straturilor superioare ale litosferei, deoarece pentru aceste condiții sunt aproape de zero.

Pentru Pământ ca, împreună cu atmosfera, T. b. prezentat pe . O suprafață unitară a graniței exterioare a atmosferei primește un flux de radiație solară egal cu o medie de aproximativ 250 kcal / cm2 in, din care aproximativ ═ se reflectă în lume și 167 kcal / cm2 pe an sunt absorbite de Pământ (săgeata Qs pe orez.). Suprafața pământului atinge radiații cu undă scurtă egală cu 126 kcal/cm2 pe an; Din această cantitate, 18 kcal/cm2 pe an sunt reflectate și 108 kcal/cm2 pe an sunt absorbite de suprafața pământului (săgeata Q). Atmosfera absoarbe 59 kcal/cm2 pe an de radiație cu unde scurte, adică mult mai puțin decât cea a Pământului. Suprafața efectivă cu lungime de undă lungă a Pământului este de 36 kcal/cm2 pe an (săgeata I), deci bilanțul de radiații al suprafeței pământului este de 72 kcal/cm2 pe an. Radiația cu undă lungă a Pământului în spațiul mondial este egală cu 167 kcal/cm2 pe an (săgeata Is). Astfel, suprafața Pământului primește aproximativ 72 kcal/cm2 pe an de energie radiantă, care este parțial cheltuită pentru evaporarea apei (cercul LE) și parțial returnată în atmosferă prin transfer de căldură turbulent (săgeata P).

Tab. 1. - Bilanțul termic al suprafeței terestre, kcal/cm2 an

grade

Media Pământului

R══════LE ═════════Р════Fo

R══════LE══════R

═R════LE═══════Р═════F0

70-60 latitudine nordică

0-10 latitudine sudică

Pământul ca întreg

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

Date despre componentele lui T. b. sunt utilizate în dezvoltarea multor probleme de climatologie, hidrologie terestră și oceanologie; sunt folosite pentru fundamentarea modelelor numerice ale teoriei climatice și pentru a testa empiric rezultatele aplicării acestor modele. Materiale despre T. b. juca mare

Sursa de căldură și energie luminoasă pentru Pământ este radiația solară. Valoarea sa depinde de latitudinea locului, deoarece unghiul de incidență al razelor solare scade de la ecuator la poli. Cu cât unghiul de incidență al razelor solare este mai mic, cu atât suprafata mare un fascicul de raze solare de aceeași secțiune transversală este distribuit și, prin urmare, există mai puțină energie pe unitate de suprafață.

Datorită faptului că în timpul anului Pământul face 1 rotație în jurul Soarelui, mișcându-se, menținând un unghi constant de înclinare a axei sale față de planul orbitei (ecliptică), apar anotimpuri ale anului, caracterizate prin diferite condiții de încălzire la suprafață. .

Pe 21 martie și 23 septembrie, Soarele se află la zenit sub ecuator (echinocții). Pe 22 iunie, Soarele este la zenit peste Tropicul de Nord, pe 22 decembrie - peste Sud. Zonele luminoase și zonele termice se disting pe suprafața pământului (în funcție de izoterma medie anuală + 20 ° C, granița zonei calde (fierbinte) trece; între izotermele medii anuale + 20 ° C și izoterma + 10 ° C există o zonă temperată; conform izotermei + 10 ° C - centura rece a granițelor.

Razele soarelui trec prin atmosfera transparenta fara sa o incalzeasca, ajung la suprafata pamantului, o incalzesc, iar din aceasta, datorita radiatiilor cu unde lungi, aerul este incalzit. Gradul de încălzire a suprafeței și, prin urmare, a aerului, depinde în primul rând de latitudinea zonei, precum și de 1) înălțime deasupra nivelului mării (pe măsură ce crește, temperatura aerului scade în medie cu 0,6ºС la 100 m). 2) caracteristici ale suprafeței subiacente care pot fi diferite ca culoare și au albedo diferit - capacitatea de reflectare a rocilor. De asemenea, diferite suprafețe au capacitate de căldură și transfer de căldură diferite. Apa, datorită capacității sale mari de căldură, se încălzește încet și încet, în timp ce pământul este invers. 3) de la coaste până la adâncimea continentelor, cantitatea de vapori de apă din aer scade, iar cu cât atmosfera este mai transparentă, cu atât mai puțină lumină solară este împrăștiată în ea de picături de apă și mai multă lumină solară ajunge la suprafața Pământului.

Totalitatea materiei solare și a energiei care intră pe pământ se numește radiație solară. Este împărțit în direct și împrăștiat. radiatii directe- un set de lumina directa a soarelui care patrunde in atmosfera cu un cer fara nori. radiații împrăștiate- o parte din radiația împrăștiată în atmosferă, în timp ce razele merg în toate direcțiile. P + P = Radiația totală. O parte din radiația totală reflectată de pe suprafața Pământului se numește radiație reflectată. O parte din radiația totală absorbită de suprafața Pământului este radiația absorbită. Energia termică care se deplasează din atmosfera încălzită spre suprafața Pământului, spre fluxul de căldură de pe Pământ se numește contraradiația atmosferei.

Cantitatea anuală de radiație solară totală în kcal/cm 2 an (conform T.V. Vlasova).

Radiație eficientă- o valoare care exprimă transferul efectiv de căldură de la suprafața Pământului în atmosferă. Diferența dintre radiația Pământului și contraradiația atmosferei determină încălzirea suprafeței. Bilanțul radiațiilor depinde direct de radiația efectivă - rezultatul interacțiunii a două procese de sosire și consum de radiație solară. Cantitatea de echilibru este în mare parte afectată de tulburare. Acolo unde este semnificativ noaptea, interceptează radiația cu undă lungă a Pământului, împiedicându-l să scape în spațiu.

Temperatura suprafeței subiacente și a straturilor de suprafață ale aerului și echilibrul termic depind direct de afluxul radiației solare.

Bilanțul termic determină temperatura, magnitudinea și modificarea acesteia pe suprafața care este încălzită direct de razele soarelui. Când este încălzită, această suprafață transferă căldură (în intervalul undelor lungi) atât către straturile subiacente, cât și către atmosferă. Suprafața în sine se numește suprafață activă.

Componentele principale ale echilibrului termic al atmosferei și ale suprafeței Pământului în ansamblu

Indicator	Valoare în %
Energia care vine la suprafața Pământului de la Soare
Radiația reflectată de atmosferă în spațiul interplanetar, inclusiv 1) reflectat de nori 2) se risipește
Radiația absorbită de atmosferă, inclusiv: 1) absorbit de nori 2) absorbit de ozon 3) absorbit de vaporii de apă
Radiația care ajunge la suprafața de bază (directă + difuză)
Din aceasta: 1) este reflectată de suprafața subiacentă din afara atmosferei 2) este absorbit de suprafața de dedesubt.
Din aceasta: 1) radiație eficientă 2) schimbul turbulent de căldură cu atmosfera 3) consumul de căldură pentru evaporare

În cursul diurn al temperaturii la suprafață, uscată și lipsită de vegetație, într-o zi senină, maxima are loc după ora 14:00, iar cea minimă are loc în jurul orei răsăritului. Înnorirea, umiditatea și vegetația de suprafață pot perturba cursul zilnic al temperaturii.

Maximele pe timp de zi ale temperaturii suprafeței terestre pot fi de +80 o C sau mai mult. Fluctuațiile zilnice ajung la 40 o. Valorile valorilor extreme și amplitudinile temperaturii depind de latitudinea locului, anotimp, înnorare, proprietățile termice ale suprafeței, culoarea acesteia, rugozitatea, natura stratului de vegetație, orientarea pantei (expunerea).

Când este încălzită, suprafața transferă căldură către sol. Timpul este alocat transferului de căldură de la strat la strat, iar momentele de apariție a valorilor maxime și minime de temperatură în timpul zilei sunt întârziate la fiecare 10 cm cu aproximativ 3 ore. Cu cât stratul este mai adânc, cu atât primește mai puțină căldură și cu atât fluctuațiile de temperatură din el sunt mai slabe. La o adâncime medie de aproximativ 1 m, fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului „se stinge”. Stratul în care se opresc se numește stratul de temperatură zilnică constantă.

La o adâncime de 5-10 m la latitudini tropicale și 25 m la latitudini mari, există un strat de temperatură anuală constantă, unde temperatura este apropiată de temperatura medie anuală a aerului deasupra suprafeței.

Apa se încălzește mai lent și eliberează căldură mai lent. În plus, razele soarelui pot pătrunde la adâncimi mari, încălzind direct straturile mai adânci. Transferul de căldură în adâncime nu se datorează atât conductivității termice moleculare, cât într-o măsură mai mare datorită amestecării apelor în mod turbulent sau a curenților. Când straturile de suprafață de apă se răcesc, are loc convecția termică, care este, de asemenea, însoțită de amestecare.

Spre deosebire de uscat, fluctuațiile de temperatură diurne de la suprafața oceanului sunt mai mici. La latitudini mari, în medie, doar 0,1ºС, în temperat - 0,4ºС, în tropicale - 0,5ºС. Adâncimea de penetrare a acestor oscilații este de 15-20 m.

Amplitudini anuale ale temperaturii pe suprafața oceanului de la 1ºС în latitudinile ecuatoriale până la 10,2ºС în latitudinile temperate. Fluctuațiile anuale de temperatură pătrund până la o adâncime de 200-300 m.

Momentele de maximă de temperatură în corpurile de apă sunt întârziate față de pământ. Maximul apare la aproximativ 15-16 ore, cel minim - 2-3 ore după răsărit. Temperatura maximă anuală de la suprafața oceanului din emisfera nordică are loc în august, cea minimă - în februarie.

Bilanțul radiațiilor este diferența dintre fluxul și fluxul de energie radiantă absorbită și emisă de suprafața Pământului.

Bilanțul radiațiilor - suma algebrică a fluxurilor de radiații într-un anumit volum sau pe o anumită suprafață. Vorbind despre bilanțul de radiații al atmosferei sau despre sistemul „Pământ-atmosfera”, cel mai adesea se referă la bilanțul de radiații al suprafeței pământului, care determină transferul de căldură la limita inferioară a atmosferei. Reprezintă diferența dintre radiația solară totală absorbită și radiația efectivă a suprafeței pământului.

Bilanțul radiațiilor este diferența dintre energia radiantă de intrare și de ieșire absorbită și emisă de suprafața Pământului.

Bilanțul de radiații este cel mai important factor climatic, deoarece distribuția temperaturii în sol și în straturile de aer adiacente acestuia depinde în mare măsură de valoarea acestuia. Depinde de el proprietăți fizice masele de aer care se deplasează pe Pământ, precum și intensitatea evaporării și a topirii zăpezii.

Distribuția valorilor anuale ale balanței radiațiilor pe suprafața globului nu este aceeași: la latitudini tropicale, aceste valori ajung până la 100 ... 120 kcal/(cm2-an), iar maximul ( până la 140 kcal/(cm2-an)) sunt observate în largul coastei de nord-vest a Australiei). În zonele deșertice și aride, valorile balanței radiațiilor sunt mai mici în comparație cu zonele cu umiditate suficientă și excesivă la aceleași latitudini. Acest lucru este cauzat de o creștere a albedo-ului și de o creștere a radiației efective din cauza uscăciunii ridicate a aerului și a tulburării scăzute. În latitudinile temperate, valorile balanței radiațiilor scad rapid odată cu creșterea latitudinii din cauza scăderii radiației totale.

În medie, pe parcursul anului, sumele bilanțului de radiații pentru întreaga suprafață a globului se dovedesc a fi pozitive, cu excepția zonelor cu acoperire permanentă de gheață (Antarctica, partea centrală a Groenlandei etc.).

Energia, măsurată prin valoarea balanței radiațiilor, este parțial cheltuită pentru evaporare, parțial transferată în aer și, în cele din urmă, o anumită cantitate de energie intră în sol și merge să-l încălzească. Astfel, intrarea-ieșirea totală de căldură pentru suprafața Pământului, numită balanța termică, poate fi reprezentată ca următoarea ecuație:

Aici B este balanța radiațiilor, M este fluxul de căldură dintre suprafața Pământului și atmosferă, V este consumul de căldură pentru evaporare (sau degajarea de căldură în timpul condensării), T este schimbul de căldură între suprafața solului și straturile adânci.

Figura 16 - Impactul radiației solare asupra suprafeței Pământului

În medie, pe parcursul anului, solul degajă practic la fel de multă căldură aerului cât primește, prin urmare, în concluziile anuale, schimbul de căldură în sol este zero. Consumul de căldură pentru evaporare este distribuit pe suprafața globului foarte neuniform. Pe oceane, ele depind de cantitatea de energie solară care ajunge la suprafața oceanului, precum și de natura curenților oceanici. Curenții caldi cresc consumul de căldură pentru evaporare, în timp ce cei reci îl reduc. Pe continente, costul căldurii pentru evaporare este determinat nu numai de cantitatea de radiație solară, ci și de rezervele de umiditate conținute în sol. Cu o lipsă de umiditate, care determină o reducere a evaporării, costurile de căldură pentru evaporare sunt reduse. Prin urmare, în deșerturi și semi-deșerturi, acestea sunt semnificativ reduse.

Practic, singura sursă de energie pentru toate procesele fizice care se desfășoară în atmosferă este radiația solară. Principala caracteristică a regimului de radiații al atmosferei este așa-numita. efect de seră: atmosfera absoarbe slab radiația solară cu unde scurte (cea mai mare parte ajunge la suprafața pământului), dar întârzie radiația termică cu unde lungi (în întregime infraroșu) de pe suprafața pământului, ceea ce reduce semnificativ transferul de căldură al Pământului în spațiul cosmic și îi crește temperatura.

Radiația solară care intră în atmosferă este parțial absorbită în atmosferă, în principal de vapori de apă, dioxid de carbon, ozon și aerosoli și este împrăștiată de particulele de aerosoli și de fluctuațiile densității atmosferice. Datorită împrăștierii energiei radiante a Soarelui în atmosferă, se observă nu doar radiația solară directă, ci și radiația împrăștiată, împreună ele constituind radiația totală. Ajungând la suprafața pământului, radiația totală este reflectată parțial de pe acesta. Cantitatea de radiație reflectată este determinată de reflectivitatea suprafeței subiacente, așa-numita. albedo. Datorită radiației absorbite, suprafața pământului se încălzește și devine o sursă a propriei radiații cu undă lungă îndreptată către atmosferă. La rândul său, atmosfera emite și radiații cu undă lungă direcționate către suprafața pământului (așa-numita contraradiație a atmosferei) și spațiul cosmic (așa-numita radiație de ieșire). Schimbul rațional de căldură între suprafața pământului și atmosferă este determinat de radiația efectivă - diferența dintre radiația proprie de suprafață a Pământului și contraradiația atmosferică absorbită de acesta. Diferența dintre radiația de unde scurte absorbită de suprafața pământului și radiația efectivă se numește bilanțul radiațiilor.

Transformările energiei radiației solare după absorbția acesteia pe suprafața pământului și în atmosferă constituie echilibrul termic al Pământului. Principala sursă de căldură pentru atmosferă este suprafața pământului, care absoarbe cea mai mare parte a radiației solare. Deoarece absorbția radiației solare în atmosferă este mai mică decât pierderea de căldură din atmosferă către spațiul mondial prin radiația cu undă lungă, consumul de căldură radiativă este compensat de afluxul de căldură în atmosferă de la suprafața pământului sub formă a transferului turbulent de căldură și a sosirii căldurii ca urmare a condensării vaporilor de apă în atmosferă. Deoarece cantitatea totală de condensare din întreaga atmosferă este egală cu cantitatea de precipitații, precum și cu cantitatea de evaporare de pe suprafața pământului, afluxul de căldură de condensare în atmosferă este numeric egal cu căldura cheltuită la evaporare pe suprafața pământului. suprafaţă.