A napsugárzást elnyelő és felmelegedő földfelszín maga is hősugárzás forrásává válik a légkörbe és azon keresztül a világűrbe. Minél magasabb a felületi hőmérséklet, annál nagyobb a sugárzás. A Föld saját hosszúhullámú sugárzása többnyire késik a troposzférában, amely felmelegszik és sugárzást – a légkör ellensugárzását – bocsát ki. A földfelszín sugárzása és a légkör ellensugárzása közötti különbséget effektív sugárzásnak nevezzük. Ez mutatja a tényleges hőveszteséget a Föld felszínéről, és körülbelül 20%.

A légkör a Föld felszínével ellentétben többet bocsát ki, mint amennyit elnyel. Az energiahiányt a vízgőzzel együtt a földfelszínről érkező hő, valamint a turbulencia (a földfelszínen felmelegedett levegő felszálló folyamatában) kompenzálja. Az alacsony és magas szélességi fokok között fellépő hőmérsékleti kontrasztok az advekciónak köszönhetően kisimulnak - a tengeri hőátadás és főleg a légáramlatok alacsony szélességi körökről a magasra (az ábra jobb oldala).

Az általános földrajzi következtetésekhez az évszakok váltakozásából adódó ritmikus sugárzási ingadozások is fontosak, hiszen ettől függ egy-egy terület termikus rezsimje. A talajtakarók visszaverő tulajdonságai, a közegek hőkapacitása és hővezető képessége tovább bonyolítja a hőenergia átadását és a hőenergia-jellemzők eloszlását.

A hőmennyiséget a hőmérleg-egyenlet írja le, amely földrajzi régiónként eltérő. Legfontosabb összetevője a földfelszín sugárzási egyensúlya. A napsugárzást a talaj és a levegő (és a víz) melegítésére, a párolgásra, a hó és jég olvadására, a fotoszintézisre, a talajképző folyamatokra és a kőzetek mállására fordítják. Mivel a természetet mindig az egyensúly jellemzi, az energiabeáramlás és az energiafelhasználás között egyenlőség figyelhető meg, amit a földfelszín hőmérlegének egyenlete fejez ki:

ahol R a sugárzási mérleg; LE - a víz elpárologtatására és a hó vagy jég olvadására fordított hő (L - párolgási vagy párolgási látens hő; E - párolgási vagy kondenzációs sebesség); A - vízszintes hőátadás levegő- és óceáni áramlatokkal vagy turbulens áramlással; P - hőcsere a földfelszín és a levegő között; B - a föld felszínének hőcseréje talajjal és kőzetekkel; F - fotoszintézis energiafogyasztása; C - energiafelhasználás a talajképződéshez és a málláshoz; Q+q - teljes sugárzás; a - albedó; I a légkör effektív sugárzása.

A fotoszintézisre és talajképzésre fordított energia a sugárzási költségkeret kevesebb mint 1%-át teszi ki, ezért ezeket a komponenseket gyakran kihagyják az egyenletből. A valóságban azonban fontosak lehetnek, mert ez az energia képes felhalmozódni és más formákká alakulni (konvertálható energia). Az átalakítható energia kis teljesítményű, de hosszan tartó (több száz millió éves) felhalmozódási folyamata jelentős hatással volt a földrajzi burokra. Körülbelül 11·10 14 J/m2 energiát halmoz fel üledékes kőzetekben diszpergált szerves anyagokban, valamint szén, olaj és pala formájában.

A hőmérleg egyenlete bármely földrajzi területre és időszakra levezethető, figyelembe véve az éghajlati viszonyok sajátosságait és az összetevők hozzájárulását (szárazföldre, óceánra, jégképződésű, fagymentes területekre stb.).

Hőátadás és -elosztás

A felszínről a légkörbe történő hőátadás háromféleképpen történik: hősugárzás, a levegő felmelegítése vagy lehűtése a talajjal érintkezve, valamint a víz elpárolgása. A légkörbe felszálló vízgőz lecsapódik és felhőket képez vagy csapadék formájában hullik alá, és az így keletkező hő a légkörbe kerül. A légkör által elnyelt sugárzás és a vízgőz kondenzációs hője késlelteti a hőveszteséget a földfelszínről - helyről. A száraz területeken ez a hatás csökken, és a legnagyobb napi és éves hőmérsékleti amplitúdókat figyeljük meg. A legkisebb hőmérsékleti amplitúdók az óceáni régiókra jellemzőek. Az óceán hatalmas tározóként több hőt tárol, ami csökkenti a víz nagy fajlagos hőkapacitása miatti éves hőmérséklet-ingadozásokat. Így a Földön a víz hőakkumulátorként fontos szerepet játszik.

A hőmérleg szerkezete a földrajzi szélességtől és a táj típusától függ, amely viszont maga is attól függ. Nemcsak az Egyenlítőtől a sarkok felé haladva változik jelentősen, hanem a szárazföldről a tenger felé haladva is. A szárazföld és az óceán mind az elnyelt sugárzás mennyiségében, mind a hőeloszlás jellegében különbözik. Az óceánban nyáron a hő több száz méteres mélységig terjed. A meleg évszakban 1,3·109–2,5·109 J/m2 halmozódik fel az óceánban. A szárazföldön a hő csak néhány méteres mélységig terjed, és a meleg évszakban itt mintegy 0,1·109 J/m2 halmozódik fel, ami 10-25-ször kevesebb, mint az óceánban. A nagy hőtartalék miatt az óceán télen kevésbé hűl, mint a szárazföld. A számítások azt mutatják, hogy az óceán egyetlen hőtartalma 21-szer nagyobb, mint a földfelszín egészének ellátása. Még egy 4 méteres óceánvízrétegben is négyszer több hő van, mint a teljes légkörben.

Az óceánok által elnyelt energia akár 80%-át vízpárolgásra fordítják. Ez évi 12·10 23 J/m2-t jelent, ami 7-szerese a földhőmérleg azonos tételének. Az energia 20%-át a légkör turbulens hőcseréjére fordítják (ami szintén több, mint a szárazföldön). Az óceán és a légkör közötti vertikális hőcsere serkenti a vízszintes hőátadást is, aminek következtében az részben a szárazföldre kerül. 50 méteres vízréteg vesz részt az óceán és a légkör közötti hőcserében.

Az elnyelt napsugárzás és az effektív sugárzás közötti különbség alkotja a sugárzási mérleget, vagyis a földfelszín maradék sugárzását (B). A sugárzási mérleg a Föld teljes felületére átlagolva a következő képlettel írható fel: B = Q * (1 – A) - E eff vagy B = Q - R k – E eff. A 24. ábra a különböző típusú sugárzások hozzávetőleges százalékos arányát mutatja a sugárzási és hőmérlegben. Nyilvánvaló, hogy a Föld felszíne elnyeli a bolygóra jutó összes sugárzás 47%-át, az effektív sugárzás pedig 18%. Így az egész Föld felszínén átlagolt sugárzási mérleg pozitív, és 29%-ot tesz ki.

Rizs. 24. A földfelszín sugárzási és hőmérlegének sémája (K. Ya. Kondratiev szerint)

A sugárzási egyensúly eloszlása ​​a Föld felszínén rendkívül összetett. Ennek az eloszlásnak a mintázatainak megértése rendkívül fontos, hiszen a visszamaradó sugárzás hatására kialakul az alatta lévő felszín és a troposzféra hőmérsékleti rendje és általában a Föld klímája. A földfelszín egy éves sugárzási egyensúlyát ábrázoló térképek elemzése (25. ábra) a következő következtetésekhez vezet.

A Föld felszíni sugárzási mérlegének éves összege szinte mindenhol pozitív, kivéve az Antarktisz és Grönland jégfennsíkjait. Éves értékei zónán és természetesen csökkennek az egyenlítőtől a sarkokig a fő tényezőnek - a teljes sugárzásnak megfelelően. Ezenkívül az egyenlítő és a pólusok közötti sugárzási egyensúly értékeinek különbsége nagyobb, mint a teljes sugárzás értékeinek különbsége. Ezért a sugárzási egyensúly zónasága nagyon világosan kifejeződik.

A sugárzási egyensúly következő szabályszerűsége a szárazföldről az óceánba való átmenet során a megnövekedett folytonossági zavarok és a part menti izolinok keveredése. Ez a tulajdonság jobban kifejeződik az egyenlítői-trópusi szélességi körökben, és fokozatosan kisimul a sarkiak felé. Az óceánok feletti nagyobb sugárzási egyensúly az alacsonyabb vízalbedóval magyarázható, különösen az egyenlítői-trópusi szélességeken, valamint az alacsonyabb óceánfelszíni hőmérséklet miatt csökkent effektív sugárzással. és jelentős a levegő nedvességtartalma és a felhőzet A sugárzási egyensúly megnövekedett értékei és az óceán nagy területe a bolygón (71%), vezető szerepet játszik a Föld hőrendszerében. az óceánok és kontinensek sugárzási egyensúlyának különbsége pedig minden szélességi körön meghatározza állandó és mély egymásra gyakorolt ​​hatásukat.

Rizs. 25. A Föld felszínének éves sugárzási mérlege [MJ/(m 2 Xév)] (S. P. Khromov és M. A. Petrosyants szerint)

A sugárzási egyensúly szezonális változásai az egyenlítői-trópusi szélességeken kicsik (26., 27. ábra). Ennek következménye enyhe hőmérséklet-ingadozások egész évben. Ezért az évszakokat nem a hőmérséklet alakulása, hanem az éves csapadékrendszer határozza meg. Az extratrópusi szélességi körökben a sugárzási egyensúly minőségi változásai pozitívról negatívra változnak az év során. Nyáron a mérsékelt és részben magas szélességi körök hatalmas területein a sugárzási egyensúly értékei jelentősek (például júniusban az Északi-sarkkör közelében lévő szárazföldön megegyeznek a trópusi sivatagokkal), és a szélességi körök közötti ingadozások viszonylag kicsi. Ez tükröződik a hőmérsékleti rendszerben, és ennek megfelelően az interlatitudinális keringés gyengülésében ebben az időszakban. Télen nagy kiterjedésű területeken a sugárzási mérleg negatív: a leghidegebb hónap nullás sugárzási mérlegének vonala a szárazföldön a szélességi kör 40°-án, az óceánokon pedig a 45°-on halad át. Az eltérő termobarikus viszonyok télen a légköri folyamatok aktiválásához vezetnek a mérsékelt és szubtrópusi szélességi övezetekben. A mérsékelt és poláris szélességi körökben a téli negatív sugárzási mérleget részben kompenzálja az egyenlítői-trópusi szélességi körökről érkező levegő és víztömegek beáramlása. Az alacsony szélességekkel ellentétben a mérsékelt és a magas szélességeken az évszakokat elsősorban a hőviszonyok határozzák meg, a sugárzási egyensúly függvényében.

Rizs. 26. A Föld felszínének júniusi sugárzási mérlege [10 2 MJ-ban/(m 2 x M es.) |

Minden szélességi kör hegyvidékén a sugárzási egyensúly eloszlását bonyolítja a tengerszint feletti magasság, a hótakaró időtartama, a lejtők besugárzása, a felhőzet stb. , ott alacsonyabb a sugárzási mérleg a hó és jég albedója, valamint az effektív sugárzás arányának növekedése és egyéb tényezők miatt.

A Föld légkörének saját sugárzási egyensúlya van. A sugárzás légkörbe jutása a rövidhullámú napsugárzás és a hosszúhullámú földi sugárzás elnyelése miatt következik be. A sugárzást a légkör fogyasztja a földi sugárzással teljes mértékben kompenzált ellensugárzás és a kilépő sugárzás miatt. A szakemberek számításai szerint a légkör sugárzási mérlege negatív (-29%).

Általánosságban elmondható, hogy a Föld felszínének és légkörének sugárzási mérlege 0, azaz a Föld sugárzási egyensúlyi állapotban van. A sugárzástöbblet a Föld felszínén és annak hiánya a légkörben azonban arra késztet bennünket, hogy feltegyük a kérdést: miért nem ég el a Föld felszíne a sugárzástöbblet mellett, és miért nem ég el a légkör a hiányával? nem fagy le abszolút nulla hőmérsékletre? A helyzet az, hogy a Föld felszíne és a légkör (valamint a Föld felszíne és mélyrétegei és a víz között) nem sugárzó hőátadási módszerek léteznek. Az első a molekuláris hővezető képesség és a turbulens hőcsere (H), amely során a légkör felmelegszik, és a hő benne függőlegesen és vízszintesen újra eloszlik. A föld és a víz mély rétegei is felmelegednek. A második az aktív hőcsere, amely akkor következik be, amikor a víz egyik fázisállapotból a másikba megy át: a párolgás során hő nyelődik el, a vízgőz kondenzációja és szublimációja során pedig látens párolgási hő (LE) szabadul fel.

A nem sugárzásos hőátadási módszerek egyensúlyba hozzák a földfelszín és a légkör sugárzási egyensúlyát, nullára hozva mindkettőt, és megakadályozzák a felszín túlmelegedését és a föld légkörének túlhűtését. A földfelszín a sugárzás 24%-át veszíti el a víz elpárolgása következtében (és ennek megfelelően a légkör ugyanannyit kap a vízgőz későbbi kondenzációja és szublimációja miatt felhők és köd formájában), és a sugárzás 5%-át, amikor a légkör felmelegszik a föld felszínéről. Összességében ez a sugárzás ugyanazt a 29%-át teszi ki, mint ami a földfelszínen feleslegben van, és ami hiányzik a légkörből.

Rizs. 27. A Föld felszínének sugárzási mérlege decemberre [10 2 MJ-ban/(m 2 x M es.)]

Rizs. 28. A földfelszín nappali hőmérlegének összetevői (S.P. Khromov szerint)

A földfelszínen és a légkörben be- és kiáramlás összes hőjének algebrai összegét hőmérlegnek nevezzük; A sugárzási mérleg tehát a hőmérleg legfontosabb összetevője. A földfelszín hőmérlegének egyenlete a következő:

B – LE – P±G = 0,

ahol B a földfelszín sugárzási mérlege, LE a párolgási hőfogyasztás (L a párolgási fajhő, £ az elpárolgott víz tömege), P az alatta lévő felszín és a légkör közötti turbulens hőcsere, G hőcsere az alatta lévő felülettel (28. ábra). Az aktív réteg felmelegítésére szolgáló felszíni hőveszteséget nappal és nyáron szinte teljesen kompenzálja a mélyből a felszínre történő visszaáramlása éjszaka és télen, így a felső rétegek hosszú távú éves átlagos hőmérséklete. A Világóceán talaja és vize állandónak tekinthető, és G szinte minden felszínen egyenlőnek tekinthető nullával. Ezért hosszú távú következtetésként a földfelszín és a Világóceán éves hőmérlegét a párolgásra és az alatta lévő felszín és a légkör közötti hőcserére fordítják.

A hőmérleg eloszlása ​​a Föld felszínén bonyolultabb, mint a sugárzási mérleg, számos befolyásoló tényező miatt: felhősödés, csapadék, felszín felmelegedése stb. Különböző szélességeken a hőmérleg értékei 0-tól különböznek. egyik vagy másik irányba: magas szélességi fokon negatív, alacsony szinten pedig pozitív. A hőhiányt az északi és déli poláris régiókban a trópusi szélességi körökről való átvitelével kompenzálják, főleg az óceáni áramlatok és légtömegek segítségével, ezáltal termikus egyensúly alakul ki a földfelszín különböző szélességei között.

A légkör hőmérlegét a következőképpen írjuk le: –B + LE + P = 0.

Nyilvánvaló, hogy a Föld felszínének és atmoszférájának egymást kiegészítő termikus rezsimjei kiegyenlítik egymást: a Földre jutó összes napsugárzást (100%) kiegyenlíti a visszaverődés (30%) és a sugárzás (70%) miatti sugárzásvesztesége, ezért általában termikus A Föld egyensúlya a sugárzási mérleghez hasonlóan egyenlő 0. A Föld sugárzási és termikus egyensúlyban van, és ennek bármilyen megsértése bolygónk túlmelegedéséhez vagy lehűléséhez vezethet.

A hőmérleg természete és energiaszintje meghatározza a földrajzi burokban zajló legtöbb folyamat jellemzőit és intenzitását, és mindenekelőtt a troposzféra hőháztartását.

A Föld-légkör rendszer termikus egyensúlya

1. A Föld egésze, a légkör külön-külön és a Föld felszíne termikus egyensúlyi állapotban van, ha hosszú időn át (egy év, vagy jobb esetben évek sorozata) vesszük figyelembe a körülményeket. Átlaghőmérsékletük évről évre alig változik, és egyik hosszú távú időszakról a másikra szinte változatlan marad. Ebből következik, hogy a hő beáramlása és vesztesége kellően hosszú időn keresztül egyenlő vagy csaknem egyenlő.

A Föld hőt kap a napsugárzás elnyelésével a légkörben és különösen a földfelszínen. Hőt veszít azáltal, hogy hosszú hullámú sugárzást bocsát ki a földfelszínről és a légkörről az űrbe. Amikor a Föld egésze termikus egyensúlyban van, a napsugárzás beáramlásának (a légkör felső határáig) és a sugárzásnak a légkör felső határáról a világűrbe történő kibocsátásának egyenlőnek kell lennie. Más szóval, a légkör felső határán sugárzási egyensúlynak, azaz nullával egyenlő sugárzási egyensúlynak kell lennie.

A légkör külön véve hőt vesz fel és veszít, elnyeli a nap- és földsugárzást, és sugárzását le-fel továbbítja. Ezen túlmenően, nem sugárzó úton hőt cserél a földfelszínnel. A hővezetés a földfelszínről a levegőbe vagy fordítva kerül átadásra. Végül hőt fordítanak a víz elpárologtatására az alatta lévő felületről; azután a vízgőz lecsapódásával a légkörbe kerül. Minden meghatározott hőáramot, amely a légkörbe és a légkörből irányul, hosszú időn keresztül ki kell egyensúlyozni.

Rizs. 37. A Föld, a légkör és a földfelszín termikus egyensúlya. 1 - rövidhullámú sugárzás, II - hosszúhullámú sugárzás, III - nem sugárzási csere.

Végül a nap- és légköri sugárzás elnyeléséből adódó hőbeáramlás, magának a földfelszínnek a kisugárzása révén történő hőleadása, valamint a közte és a légkör közötti nem sugárzó hőcsere egyensúlyban van a földfelszínen.

2. A légkörbe jutó napsugárzást vegyük 100 egységnek (37. ábra). Ebből a mennyiségből 23 egység a felhőkről visszaverődik és a világűrbe kerül, 20 egységet pedig a levegő és a felhők nyelnek el, és ezáltal felmelegítik a légkört. További 30 egység sugárzás szóródik a légkörben, és ebből 8 egység a világűrbe kerül. 27 egység közvetlen és 22 egység diffúz sugárzás éri el a földfelszínt. Ebből 25 + 20 = 45 egység abszorbeálódik és felmelegíti a talaj és a víz felső rétegeit, 2 + 2 = 4 egység pedig visszaverődik a térbe.

Tehát a légkör felső határától 23 + 8 + 4 = 35 egység megy vissza a világtérbe<неиспользованной>napsugárzás, azaz a légköri határra beáramló 35%-a. Ezt az értéket (35%), mint már tudjuk, a Föld albedójának nevezzük. A sugárzási egyensúly fenntartásához a légkör felső határán szükséges, hogy a földfelszínről további 65 egységnyi hosszúhullámú sugárzás távozzon rajta keresztül.

3. Térjünk most a Föld felszínére. Mint már említettük, 45 egység közvetlen és diffúz napsugárzást nyel el. Ezenkívül a légkörből származó hosszú hullámú sugárzás a földfelszín felé irányul. A légkör hőmérsékleti viszonyai szerint 157 egységnyi energiát bocsát ki. Ebből a 157 egységből 102 a földfelszín felé irányul és elnyeli, 55 pedig a világűrbe kerül. Így a 45 egységnyi rövidhullámú napsugárzás mellett a földfelszín kétszer annyi hosszúhullámú légköri sugárzást nyel el. Összességében a földfelszín 147 egységnyi hőt kap a sugárzás elnyeléséből.

Nyilvánvaló, hogy termikus egyensúly esetén ugyanannyit kell veszítenie. Saját hosszúhullámú sugárzása révén 117 egységet veszít. További 23 egység hőt fogyaszt el a földfelszín a víz elpárolgása során. Végül a földfelszín és az atmoszféra közötti hőcsere során a hővezetés során a felszín 7 egység hőt veszít (a hő nagy mennyiségben hagyja el a légkörbe, de kompenzálja a fordított átvitel, ami csak 7 egységgel kevesebb ).

Összességében tehát a földfelszín 117 + 23 + + 7 = 147 egység hőt veszít, vagyis ugyanannyit, mint amennyit a nap- és légköri sugárzás elnyelésével kap.

A földfelszín 117 egységnyi hosszúhullámú sugárzásából 107 egységet nyel el a légkör, és 10 egység jut a légkörön túl a világűrbe.

4. Most végezzük el a számításokat a légkörre. A fentiek szerint 20 egység napsugárzást, 107 egység földi sugárzást, 23 egység kondenzációs hőt nyel el és 7 egység hőcsere folyamatában a földfelszínnel. Összességében ez 20 + 107 + 23 + 7 = 157 egységnyi energiát tesz ki, vagyis ugyanannyit, mint amennyit maga a légkör sugároz.

Végül nézzük újra a légkör felső felületét. 100 egység napsugárzás jön át rajta és 35 egység visszavert és szórt napsugárzás, 10 egység földi sugárzás és 55 egység légköri sugárzás megy vissza, összesen 100 egység. Így a légkör felső határán is egyensúly van az energia beáramlása és kibocsátása között, és itt csak a sugárzási energia között. A Föld és a világűr között nincs más hőcsere-mechanizmus, kivéve a sugárzási folyamatokat.

Az összes megadott számadat semmiképpen sem teljes körű megfigyelések alapján került kiszámításra. Ezért nem szabad teljesen pontosnak tekinteni őket. Többször is kisebb változtatásokon estek át, amelyek azonban nem változtatnak a számítás lényegén.

5. Vegyük észre, hogy a légkör és a földfelszín külön-külön is sokkal több hőt bocsát ki, mint amennyi napsugárzást egyszerre elnyel. Ez zavarónak tűnhet. De lényegében ez egy kölcsönös csere, kölcsönös<перекачка>sugárzás. Például a Föld felszíne végül nem 117 egységnyi sugárzást veszít, hanem 102 egységnyi sugárzást kap vissza az érkező sugárzás elnyelésével; a nettó veszteség csak 117-102=15 egység. Csak 65 egységnyi földi és légköri sugárzás jut a légkör felső határán keresztül a világűrbe. A 100 egységnyi napsugárzás beáramlása a légkör határán éppen kiegyenlíti a Föld nettó sugárzásveszteségét a visszaverődés (35) és a sugárzás (65) révén.

A légkör a Föld felszínéhez hasonlóan szinte teljes hőjét a Naptól kapja. Egyéb fűtési források közé tartozik a Föld mélyéről érkező hő, de ez a teljes hőmennyiségnek csak egy százalékának töredékét teszi ki.

Bár a napsugárzás a földfelszín egyetlen hőforrása, a földrajzi burok hőmérséklete nem csupán a sugárzási egyensúly következménye. A naphő átalakul és újraeloszlik a szárazföldi tényezők hatására, elsősorban a levegő és az óceáni áramlatok hatására. Ezeket viszont a napsugárzás egyenetlen eloszlása ​​okozza a szélességi körök között. Ez az egyik legszembetűnőbb példa a természet különböző összetevőinek szoros globális kapcsolatára és kölcsönhatására.

A Föld élő természete szempontjából fontos a hő újraelosztása a különböző szélességi fokok, valamint az óceánok és a kontinensek között. Ennek a folyamatnak köszönhetően a Föld felszínén a hő rendkívül összetett térbeli újraeloszlása ​​megy végbe a levegő és az óceáni áramlatok magasabb mozgási irányainak megfelelően. A teljes hőátadás azonban általában az alacsony szélességi körökről a magas szélességekre és az óceánokról a kontinensekre irányul.

A légkörben a hőeloszlás konvekción, vezetésen és sugárzáson keresztül történik. Termikus konvekció mindenütt előfordul a bolygón, a felszálló és a leszálló légáramlatok mindenütt jelen vannak. A konvekció különösen erős a trópusokon.

A hővezető képességnek, vagyis a hőátadásnak a légkörnek a föld meleg vagy hideg felületével való közvetlen érintkezése révén viszonylag kicsi a jelentősége, mivel a levegő rossz hővezető. Ez a tulajdonság széles körben alkalmazható a dupla üvegezésű ablakkeretek gyártásában.

A különböző szélességi körökben a hőbevitel és a hőráfordítás az alsó légkörben nem azonos. 38°-tól északra. w. több hőt bocsátanak ki, mint amennyit elnyelnek. Ezt a veszteséget a meleg óceán és a mérsékelt övi szélességi körökre irányított légáramlatok kompenzálják.

A napenergia befogadásának és fogyasztásának folyamatát, a Föld légkörének teljes rendszerének fűtését és hűtését a hőegyensúly jellemzi. Ha 100%-nak vesszük a légkör felső határának éves napenergia-ellátását, akkor a napenergia egyensúlya így fog kinézni: 42% visszaverődik a Földről és visszatér a világűrbe (ez az érték jellemzi a Földet albedó), melynek 38%-a visszaverődik a légkörből és 4%-a - a föld felszíne. A maradékot (58%) elnyeli: 14%-át a légkör és 44%-át a földfelszín. A Föld felforrósodott felülete visszaadja az összes elnyelt energiát. Ugyanakkor a földfelszín által kibocsátott energia 20%, 24% a levegő felmelegítésére és a nedvesség elpárologtatására fordítódik (5,6% a levegő melegítésére és 18,4% a nedvesség elpárologtatására).

Ezek a földgömb egészének hőmérlegének általános jellemzői. Valójában a különböző felületek különböző szélességi zónáiban a hőegyensúly közel sem lesz azonos. Így bármely terület hőegyensúlya felborul napkelte és napnyugtakor, az évszakok váltakozásával, a légköri viszonyoktól (felhőzet, levegő páratartalom és portartalom), a felszín jellegétől (víz vagy szárazföld, erdő vagy hagyma, hó) függően. fedő vagy csupasz talaj), tengerszint feletti magasság. A legtöbb hőt éjszaka, télen, valamint nagy magasságban vékony, tiszta, száraz levegőn bocsátják ki. De végül a sugárzásból eredő veszteségeket a Napból érkező hő kompenzálja, és a Földön összességében dinamikus egyensúlyi állapot uralkodik, különben felmelegedne, vagy éppen ellenkezőleg, lehűlne.

Levegő hőmérséklet

A légkör felmelegítése meglehetősen összetett módon történik. A látható vöröstől az ultraibolya fényig terjedő rövid hullámhosszú napfény a Föld felszínén hosszabb hőhullámokká alakul át, amelyek később a Föld felszínéről kibocsátva felmelegítik a légkört. A légkör alsó rétegei gyorsabban melegszenek fel, mint a felsők, ami a földfelszín jelzett hősugárzásával és azzal magyarázható, hogy sűrűbbek és vízgőzzel telítettek.

A troposzférában a hőmérséklet függőleges eloszlásának jellemző vonása a magassággal való csökkenés. Az átlagos függőleges hőmérsékleti gradiens, vagyis a 100 m magasságra számított átlagos csökkenés 0,6 °C. A nedves levegő lehűlése páralecsapódással jár. Ebben az esetben bizonyos mennyiségű hő szabadul fel, amelyet a gőz képzésére fordítottak. Ezért, amikor a nedves levegő felemelkedik, hűtése csaknem kétszer olyan gyorsan megy végbe, mint a száraz levegő. A száraz levegő geotermikus együtthatója a troposzférában átlagosan 1 °C.

A föld és víztestek felmelegített felületéről felszálló levegő alacsony nyomású zónába kerül. Ez lehetővé teszi, hogy kitáguljon, és ezzel összefüggésben bizonyos mennyiségű hőenergia alakul át mozgási energiává. A folyamat eredményeként a levegő lehűl. Ha ugyanakkor sehonnan nem kap hőt és nem ad le sehonnan, akkor a teljes leírt folyamatot adiabatikus, vagyis dinamikus hűtésnek nevezzük. És fordítva, a levegő leereszkedik és nagy nyomású zónába kerül, az őt körülvevő levegő összenyomja, és a mechanikai energia hőenergiává alakul. Emiatt a levegő adiabatikus felmelegedést tapasztal, ami átlagosan 1 °C minden 100 méteres süllyedés után.

Néha a levegő hőmérséklete a magassággal emelkedik. Ezt a jelenséget inverziónak nevezik. Ennek a megnyilvánulásának okai változatosak: a Föld sugárzása a jégtakarókon, az erős meleg levegő áramlatok áthaladása a hideg felszínen Az inverziók különösen jellemzőek a hegyvidéki területekre: a nehéz hideg levegő a hegyi medencékbe áramlik, és ott stagnál, kiszorítva a könnyebbeket. meleg levegő felfelé.

A levegő hőmérsékletének napi és éves változása tükrözi a felszín termikus állapotát. A levegő felszíni rétegében a napi maximum 14-15 óra, a minimum napkelte után alakul ki. A legnagyobb napi amplitúdó a szubtrópusi szélességeken (30 ° C), a legkisebb a poláris szélességeken (5 ° C). Az éves hőmérséklet-ingadozás a földrajzi szélességtől, az alatta lévő felszín természetétől, a hely óceánszint feletti magasságától, a domborzattól és az óceántól való távolságtól függ.

Bizonyos földrajzi mintákat azonosítottak az éves hőmérséklet eloszlásában a Föld felszínén.

1. Mindkét féltekén a pólusok felé csökken az átlaghőmérséklet. A termikus egyenlítő azonban – meleg párhuzam 27 °C éves átlaghőmérséklettel – az északi féltekén található, körülbelül a szélesség 15-20. fokán. Ez azzal magyarázható, hogy a szárazföld itt nagyobb területet foglal el, mint a földrajzi egyenlítőnél.

2. Az Egyenlítőtől északra és délre a hőmérséklet egyenetlenül változik. Az Egyenlítő és a 25. szélességi kör között a hőmérséklet nagyon lassan csökken – tíz szélességi fokonként kevesebb, mint két fokkal. Mindkét féltekén a 25° és 80° szélességi fok között a hőmérséklet nagyon gyorsan csökken. Egyes helyeken ez a csökkenés meghaladja a 10 °C-ot. A pólusok felé haladva a hőmérsékletesés mértéke ismét csökken.

3. A déli féltekén az összes párhuzam évi átlaghőmérséklete alacsonyabb, mint az északi féltekén a megfelelő párhuzamok hőmérséklete. A túlnyomórészt „szárazföldi” északi félteke átlagos levegőhőmérséklete januárban +8,6 °C, júliusban +22,4 °C; a déli "óceáni" féltekén az átlaghőmérséklet júliusban +11,3 °C, januárban -17,5 °C. Az északi féltekén a léghőmérséklet-ingadozások évi kétszer akkora amplitúdója az eloszlás sajátosságaival magyarázható. a szárazföld és a tenger a megfelelő szélességeken, valamint a grandiózus jégkupola Antarktisz hűsítő hatása a déli félteke éghajlatára.

A földi levegő hőmérséklet-eloszlásának fontos jellemzőit az izoterma térképek adják meg. Így a júliusi izotermák földfelszíni eloszlásának elemzése alapján a következő főbb következtetések fogalmazhatók meg.

1. Mindkét félteke extratrópusi vidékein a kontinensek feletti izotermák észak felé hajlanak az ablakokon elfoglalt helyzetükhöz képest. Az északi féltekén ez annak tudható be, hogy a szárazföld jobban fel van melegítve, mint a tenger, a déli féltekén viszont éppen ellenkező a kapcsolat: ilyenkor a szárazföld hidegebb, mint a tenger.

2. Az óceánok felett a júliusi izotermák a hideg levegő hőmérsékleti áramlatainak hatását tükrözik. Ez különösen észrevehető Észak-Amerika és Afrika nyugati partjain, amelyeket a hideg kaliforniai és kanári-óceáni áramlatok mosnak. A déli féltekén az izotermák az északival ellentétes irányba görbülnek - szintén hideg áramlatok hatására.

3. A legmagasabb júliusi átlaghőmérséklet az Egyenlítőtől északra található sivatagokban figyelhető meg. Különösen meleg van ilyenkor Kaliforniában, a Szaharában, Arábiában, Iránban és Ázsia belsejében.

A januári izotermák eloszlásának is megvannak a maga sajátosságai.

1. Az izotermák kanyarulatai az óceánok felett északon és a szárazföld felett délen még szembetűnőbbé és kontrasztosabbá válnak. Ez a legnyilvánvalóbb az északi féltekén. Az izotermák erős kanyarodása az Északi-sark felé tükrözi az óceáni áramlatok, a Golf-áramlat az Atlanti-óceánban és a Kuro-Sio a csendes-óceáni óceáni áramlatok termikus szerepének növekedését.

2. Mindkét félteke extratrópusi vidékein a kontinensek feletti izotermák észrevehetően dél felé görbültek. Ez azzal magyarázható, hogy az északi féltekén a szárazföld hidegebb, a déli féltekén pedig melegebb, mint a tenger.

3. A legmagasabb januári átlaghőmérséklet a déli félteke trópusi övezetének sivatagaiban fordul elő.

4. A bolygó legnagyobb lehűlésének területei januárban, akárcsak júliusban, az Antarktisz és Grönland.

Általánosságban elmondható, hogy a déli félteke izotermái az év minden évszakában lineárisabb (szélességi) mintázatúak. A jelentős anomáliák hiányát az izotermák lefolyásában itt a vízfelület szárazföld feletti jelentős túlsúlya magyarázza. Az izotermák lefolyásának elemzése azt jelzi, hogy a hőmérséklet szorosan függ nemcsak a napsugárzás mennyiségétől, hanem a hő óceáni és légáramlatok általi újraeloszlásától is.

Először térjünk ki a földfelszín és a legfelső talajrétegek és tározók hőviszonyaira. Erre azért van szükség, mert a légkör alsó rétegeit leginkább a talaj és a víz felső rétegeivel való sugárzó és nem sugárzó hőcsere melegíti és hűti. Ezért a légkör alsóbb rétegeiben bekövetkező hőmérsékletváltozásokat elsősorban a földfelszín hőmérsékletének változásai határozzák meg, és ezeket a változásokat követik.

A földfelszín, i.e. a talaj vagy a víz felszíne (valamint a növény-, hó- és jégtakaró) folyamatosan és különböző módon hőt kap és veszít. A földfelszínen keresztül a hő felfelé a légkörbe, majd lefelé a talajba vagy a vízbe kerül.

Először is a légkör teljes sugárzása és ellensugárzása érkezik a Föld felszínére. A felület többé-kevésbé felszívja őket, i.e. a talaj és a víz felső rétegeinek melegítésére szolgálnak. Ugyanakkor a földfelszín kisugározza magát, és ezáltal hőt veszít.

Másodszor, a hő felülről, a légkörből, turbulens hővezető képességen keresztül érkezik a földfelszínre. Ugyanígy a hő a földfelszínről a légkörbe távozik. A hővezetés révén a hő a földfelszínről is lefelé halad a talajba és a vízbe, illetve a talaj és a víz mélyéről érkezik a földfelszínre.

Harmadszor, a földfelszín hőt kap, amikor a levegőből származó vízgőz lecsapódik rajta, vagy hőt veszít, amikor a víz elpárolog róla. Az első esetben látens hő szabadul fel, a másodikban a hő látens állapotba kerül.

Nem foglalkozunk a kevésbé fontos folyamatokkal (például a felszínen heverő hó olvadásához szükséges hőfelhasználással, vagy a hőnek a csapadékvízzel együtt mélyen a talajba való terjedésével).

A földfelszínt egy idealizált geometriai felületnek fogjuk tekinteni, amelynek nincs vastagsága, melynek hőkapacitása tehát nullával egyenlő. Ekkor nyilvánvaló, hogy bármely idő alatt ugyanannyi hő megy fel és le a földfelszínről, mint amennyit ugyanannyi idő alatt kap fentről és alulról. Természetesen, ha nem a felszínt vesszük figyelembe, hanem a föld felszínének egy bizonyos rétegét, akkor előfordulhat, hogy a bejövő és a kimenő hőáramlás nem egyenlő. Ebben az esetben a bejövő hő többlet a kimenő áramlásokhoz képest, az energiamegmaradás törvényének megfelelően, ennek a rétegnek a fűtésére, ellenkező esetben pedig a hűtésére megy el.

Tehát a földfelszínre be- és kiáramló összes hő algebrai összegének nullával kell egyenlőnek lennie - ez a földfelszín hőegyensúlyának egyenlete. A hőmérleg egyenletének felírásához az elnyelt sugárzást és az effektív sugárzást kombináljuk a sugárzási mérlegbe:

B = (S bűn h + D)(1 – A) – E s.

Betűvel jelöljük a levegőből a hő érkezését vagy a hővezető képesség által a levegőbe való kibocsátását R. Ugyanazt a nyereséget vagy fogyasztást jelöljük a mélyebb talaj- vagy vízrétegekkel történő hőcserével, mint a G-vel. A párolgás során bekövetkező hőveszteséget vagy a földfelszínre történő páralecsapódás során bekövetkező bejutást jelöljük. L.E., Ahol L– fajpárolgási hő és E- az elpárolgott vagy kondenzált víz tömege. Emlékezzünk még egy komponensre - a fotoszintetikus folyamatokhoz felhasznált energiára -, a PAR azonban nagyon kicsi a többihez képest, ezért a legtöbb esetben nem szerepel az egyenletben. Ekkor a földfelszín hőmérlegének egyenlete felveszi a formát

BAN BEN+ R+ G + L.E. + K PAR = 0 vagy BAN BEN+ R+ G + L.E. = 0

Megjegyezhető az is, hogy az egyenlet jelentése az, hogy a földfelszínen a sugárzási egyensúlyt nem sugárzó hőátadás egyensúlyozza ki.

A hőmérleg egyenlet bármikor érvényes, beleértve a hosszú távú időszakot is.

Abból, hogy a földfelszín hőegyensúlya nulla, nem következik, hogy a felszíni hőmérséklet nem változik. Ha a hőátadás lefelé irányul, akkor a felülről a felszínre érkező és onnan mélyebbre jutó hő nagyrészt a talaj vagy víz legfelső rétegében - az úgynevezett aktív rétegben - marad. Ennek a rétegnek a hőmérséklete, így a földfelszín hőmérséklete is növekszik. Amikor a hő a földfelszínen keresztül alulról felfelé halad át a légkörbe, hő távozik elsősorban az aktív rétegből, aminek következtében a felszíni hőmérséklet csökken.

Napról napra és évről évre az aktív réteg és a földfelszín átlaghőmérséklete bárhol alig változik. Ez azt jelenti, hogy nappal ugyanannyi hő jut be mélyen a talajba vagy a vízbe nappal, mint amennyit éjszaka elhagy. Mivel a nyári napon több hő megy le, mint amennyi alulról jön, a talaj- és vízrétegek, illetve azok felszíne napról napra felmelegszik. Télen fordított folyamat megy végbe. A talajban és a vízben a hőbevitel és -kibocsátás szezonális változásai szinte kiegyenlítettek az év során, a földfelszín és az aktív réteg éves átlaghőmérséklete pedig évről évre alig változik.

Éles különbségek vannak a talaj felszíni rétegeinek és a vízmedencék felső rétegeinek fűtési és termikus jellemzői között. A talajban a hő függőlegesen terjed a molekuláris hővezető képességgel, a könnyen mozgó vízben pedig a vízrétegek turbulens keveredésével is, ami sokkal hatékonyabb. A turbulenciát a víztestekben elsősorban a hullámok és az áramlatok okozzák. Éjszaka és a hideg évszakban a termikus konvekció hozzáadódik ehhez a turbulenciához: a felszínen lehűlt víz a megnövekedett sűrűség miatt leesik, és az alsóbb rétegekből melegebb víz váltja fel. Az óceánokban és a tengerekben a párolgás is bizonyos szerepet játszik a rétegek keveredésében és az ezzel járó hőátadásban. A tenger felszínéről történő jelentős párolgás hatására a felső vízréteg sósabbá, ezért sűrűbbé válik, aminek következtében a víz a felszínről a mélybe süllyed. Ráadásul a sugárzás mélyebben behatol a vízbe, mint a talajba. Végül a víz hőkapacitása jelentősebb, mint a talajé, és ugyanannyi hő egy víztömeget melegít fel alacsonyabb hőmérsékletre, mint az azonos tömegű talaj.

Ennek eredményeként a napi hőmérséklet-ingadozás a vízben körülbelül tíz méter mélységig terjed, a talajban pedig kevesebb, mint egy méter. Az éves hőmérséklet-ingadozás a vízben több száz méter mélységig terjed, de a talajban csak 10-20 m.

Tehát a nappal és nyáron a víz felszínére érkező hő jelentős mélységbe hatol, és nagy vastagságú vizet melegít fel. A felső réteg és maga a vízfelszín hőmérséklete kissé megemelkedik. A talajban a beáramló hő egy vékony felső rétegben oszlik el, ami nagyon felforrósodik. Tag G a hőmérleg egyenletében a vízre sokkal nagyobb, mint a talajra, és P ennek megfelelően kevesebb.

Éjszaka és télen a víz hőt veszít a felszíni rétegből, de cserébe felhalmozott hőt kap az alatta lévő rétegekből. Ezért a víz felszínén a hőmérséklet lassan csökken. A talajfelszínen a hőmérséklet gyorsan lecsökken a hő felszabadulásakor: a vékony felső rétegben felgyülemlett hő gyorsan elhagyja azt, és alulról utánpótlás nélkül távozik.

Ennek eredményeként nappal és nyáron a talajfelszíni hőmérséklet magasabb, mint a vízfelszín hőmérséklete; éjszaka és télen alacsonyabb. Ez azt jelenti, hogy a napi és éves hőmérsékletingadozás a talajfelszínen nagyobb, és lényegesen nagyobb, mint a vízfelszínen.

A hőeloszlás ezen eltérései miatt a meleg évszakban egy vízmedence egy meglehetősen vastag vízrétegben nagy mennyiségű hőt halmoz fel, amely a hideg évszakban a légkörbe kerül. A meleg évszakban a talaj éjszaka adja le a napközben kapott hő nagy részét, és télre keveset halmoz fel belőle. Ennek eredményeként a tenger feletti levegő hőmérséklete nyáron alacsonyabb, télen magasabb, mint a szárazföldön.