Să luăm în considerare, alături de atmosferă, regimul termic al stratului activ al Pământului. Stratul activ este un astfel de strat de sol sau apă, a cărui temperatură suferă fluctuații zilnice și anuale. Observațiile arată că pe uscat, fluctuațiile zilnice se propagă la o adâncime de 1 - 2 m, fluctuațiile anuale - la un strat de câteva zeci de metri. În mări și oceane, grosimea stratului activ este de zece ori mai mare decât pe uscat. Legătura dintre regimurile termice ale atmosferei și stratul activ al Pământului se realizează folosind așa-numita ecuație echilibru termic suprafața pământului. Această ecuație a fost folosită pentru prima dată în 1941 pentru a construi teoria variației zilnice a temperaturii aerului de către A.A. Dorodnitsyn. În anii următori, ecuația de echilibru termic a fost utilizată pe scară largă de mulți cercetători pentru a studia diferite proprietăți ale stratului de suprafață al atmosferei, până la evaluarea modificărilor care se vor produce sub influența influențelor active, de exemplu, asupra stratului de gheață al atmosferei. Arctic. Să ne oprim asupra derivării ecuației pentru bilanţul termic al suprafeţei pământului. Radiația solară care a ajuns la suprafața pământului este absorbită pe uscat într-un strat subțire, a cărui grosime va fi notată cu (Fig. 1). Pe lângă fluxul de radiație solară, suprafața pământului primește căldură sub forma unui flux de radiație infraroșie din atmosferă, pierde căldură prin propria radiație.

Orez. unu.

În sol, fiecare dintre aceste fluxuri suferă o schimbare. Dacă într-un strat elementar cu o grosime (- adâncimea numărată de la suprafață în adâncimea solului) fluxul Ф s-a modificat cu dФ, atunci putem scrie

unde a este coeficientul de absorbție, este densitatea solului. Integrând ultima relație în intervalul de la până, obținem

unde este adâncimea la care debitul scade cu un factor de e comparativ cu debitul Ф(0) la. Împreună cu radiația, transferul de căldură se realizează prin schimbul turbulent al suprafeței solului cu atmosfera și schimbul molecular cu straturile de sol subiacente. Sub influența schimbului turbulent, solul pierde sau primește o cantitate de căldură egală cu

În plus, apa se evaporă de la suprafața solului (sau vaporii de apă se condensează), ceea ce consumă cantitatea de căldură

Fluxul molecular prin limita inferioară a stratului este scris ca

unde este coeficientul de conductivitate termică a solului, este capacitatea termică specifică a acestuia, este coeficientul de difuzivitate termică moleculară.

Sub influența afluxului de căldură, temperatura solului se modifică, iar la temperaturi apropiate de 0, gheața se topește (sau apa îngheață). Pe baza legii conservării energiei într-o coloană verticală de sol, putem nota grosimea.

În ecuația (19), primul termen din partea stângă este cantitatea de căldură cheltuită pentru modificarea conținutului de căldură cm 3 al solului pe unitatea de timp, a doua cantitate de căldură folosită pentru a topi gheața (). În partea dreaptă, toate fluxurile de căldură care intră în stratul de sol prin limitele superioare și inferioare sunt luate cu semnul „+”, iar cele care părăsesc stratul sunt luate cu semnul „-”. Ecuația (19) este ecuația de echilibru termic pentru grosimea stratului de sol. În așa vedere generala această ecuație nu este altceva decât ecuația câștigului de căldură scrisă pentru un strat de grosime finită. Nu este posibil să se extragă din acesta nicio informație suplimentară (față de ecuația de aflux de căldură) privind regimul termic al aerului și al solului. Cu toate acestea, este posibil să se indice mai multe cazuri speciale ale ecuației de echilibru termic, când poate fi utilizată independent de ecuatii diferentiale condiție de frontieră. În acest caz, ecuația de echilibru termic face posibilă determinarea temperaturii necunoscute a suprafeței pământului. Următoarele sunt astfel de cazuri speciale. Pe un teren care nu este acoperit cu zăpadă sau gheață, valoarea, așa cum sa indicat deja, este destul de mică. În același timp, raportul față de fiecare dintre cantitățile care sunt de ordinul intervalului molecular este destul de mare. Ca urmare, ecuația pentru teren în absența proceselor de topire a gheții poate fi scrisă cu un grad suficient de acuratețe sub forma:

Suma primilor trei termeni din ecuația (20) nu este altceva decât balanța de radiații R a suprafeței terestre. Astfel, ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței terestre ia forma:

Ecuația bilanțului termic în forma (21) este utilizată ca condiție limită în studiul regimului termic al atmosferei și solului.

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 (granița zonei calde (fierbinte) trece de-a lungul izotermei medii anuale + 20 ° C; între izotermele medii anuale + 20 ° С și izoterma + 10 ° С există o centură temperată; conform izotermei + 10 ° С - centură rece.

Razele soarelui trec prin atmosfera transparenta fara sa o incalzeasca, ajung la suprafata pamantului, il incalzesc, iar aerul este incalzit din ea datorita radiatiilor cu unde lungi. 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 și, 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 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 către 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. Echilibrul 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

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 în 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 mare adâncimeîncălzirea directă a straturilor 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. La răcire straturi de suprafață apă, are loc convecția termică, care este însoțită și de amestecare.

Spre deosebire de uscat, fluctuațiile de temperatură diurne de la suprafața oceanului sunt mai mici. În 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 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.

Suprafața pământului, absorbind radiația solară și încălzindu-se, devine ea însăși o sursă de radiație de căldură în atmosferă și prin aceasta în spațiul mondial. Cu cât temperatura suprafeței este mai mare, cu atât radiația este mai mare. Radiația cu undă lungă a Pământului este în mare parte reținută în troposferă, care se încălzește și emite radiații - contraradiații atmosferice. Se numește diferența dintre radiația suprafeței pământului și contraradiația atmosferei radiații eficiente. Arată pierderea reală de căldură de către suprafața Pământului și este de aproximativ 20%.

Orez. 7.2. Schema balanței medii anuale de radiație și căldură, (conform K.Ya.Kondratiev, 1992)

Atmosfera, spre deosebire de suprafața pământului, radiază mai mult decât absoarbe. Deficitul energetic este compensat prin sosirea căldurii de la suprafața pământului împreună cu vaporii de apă, precum și datorită turbulențelor (în timpul ridicării aerului încălzit lângă suprafața pământului). Contrastele de temperatură care apar între latitudinile joase și cele înalte sunt atenuate datorită advecție - transferul de căldură pe mare și în principal curenții de aer de la latitudini joase spre mari (Fig. 7.2, partea dreaptă). Pentru concluzii geografice generale, fluctuațiile ritmice ale radiațiilor datorate schimbării anotimpurilor sunt, de asemenea, importante, deoarece regimul termic al unei anumite zone depinde de aceasta. Proprietățile reflectorizante ale acoperirilor de pământ, capacitatea de căldură și conductivitatea termică a mediilor complică și mai mult transferul de energie termică și distribuția caracteristicilor energiei termice.

Ecuația de echilibru termic. Cantitatea de căldură este descrisă de ecuația bilanţului termic, care este diferită pentru fiecare zonă geografică. Componenta sa cea mai importantă este balanța radiațiilor de pe suprafața pământului. Radiația solară este cheltuită pentru încălzirea solului și a aerului (și a apei), evaporare, topirea zăpezii și a gheții, fotosinteză, procesele de formare a solului și degradarea rocilor. Întrucât natura este întotdeauna caracterizată de echilibru, se observă egalitatea între sosirea energiei și consumul acesteia, care se exprimă ecuația de echilibru termic suprafața pământului:

Unde R- bilanțul radiațiilor; LE este căldura folosită pentru a evapora apa și a topi zăpada sau gheața (L- căldură latentă de evaporare sau vaporizare; E- viteza de evaporare sau condensare); DAR - transfer orizontal de căldură prin aer și curenți oceanici sau flux turbulent; R - schimbul de căldură al suprafeței pământului cu aerul; AT - schimbul de căldură al suprafeței pământului cu solul și rocile; F- consumul de energie pentru fotosinteză; DIN- consumul de energie pentru formarea solului și intemperii; Q+q- radiatia totala; A- albedo; eu- radiatia eficienta a atmosferei.

Ponderea energiei cheltuite pentru fotosinteză și formarea solului reprezintă mai puțin de 1% din bugetul de radiații, astfel încât aceste componente sunt adesea omise din ecuație. Cu toate acestea, în realitate, ele pot conta, deoarece această energie are capacitatea de a se acumula și de a se transforma în alte forme (energie convertibilă). Un proces de acumulare de energie convertibilă cu putere redusă, dar pe termen lung (sute de milioane de ani) a avut un impact semnificativ asupra anvelopei geografice. A acumulat aproximativ 11×10 14 J/m 2 de energie în materie organică difuză din rocile sedimentare, precum și sub formă de cărbune, petrol, șist.

Ecuația bilanțului termic poate fi derivată pentru orice zonă geografică și interval de timp, ținând cont de specificul condițiilor climatice și aportul componentelor (pentru pământ, ocean, zone cu formare de gheață, neîngheț etc.).

Transferul și distribuția căldurii. Transferul de căldură de la suprafață în atmosferă are loc în trei moduri: radiația termică, încălzirea sau răcirea aerului la contactul cu pământul și evaporarea apei. Vaporii de apă, care se ridică în atmosferă, se condensează și formează nori sau cad sub formă de precipitații, iar căldura degajată în acest caz intră în atmosferă. Radiația absorbită de atmosferă și căldura de condensare a vaporilor de apă întârzie pierderea de căldură de la suprafața pământului. În regiunile aride, această influență scade și observăm cele mai mari amplitudini de temperatură zilnice și anuale. Cele mai mici amplitudini de temperatură sunt inerente regiunilor oceanice. Fiind un rezervor imens, oceanul stochează mai multă căldură, ceea ce reduce fluctuațiile anuale de temperatură din cauza temperaturilor ridicate. căldura specifică apă. Astfel, pe Pământ, apa joacă un rol important ca acumulator de căldură.

Structura echilibrului termic depinde de latitudine geograficăși tipul de peisaj, care, la rândul său, depinde în sine de el. Se schimbă semnificativ nu numai atunci când se deplasează de la ecuator la poli, ci și când se deplasează de la uscat la mare. Pământul și oceanul diferă atât prin cantitatea de radiație absorbită, cât și prin natura distribuției căldurii. În ocean vara, căldura se răspândește la o adâncime de câteva sute de metri. În timpul sezonului cald, oceanul se acumulează de la 1,3×10 9 la 2,5×10 9 J/m 2 . Pe uscat, căldura se răspândește la o adâncime de doar câțiva metri, iar în timpul sezonului cald se acumulează aici aproximativ 0,1 × 10 9 J/m 2, ceea ce este de 10-25 de ori mai puțin decât în ​​ocean. Datorită aportului mare de căldură, oceanul se răcește mai puțin iarna decât pământul. Calculele arată că conținutul unic de căldură din ocean este de 21 de ori mai mare decât furnizarea acestuia către suprafața pământului în ansamblu. Chiar și într-un strat de 4 metri de apă oceanică, există de 4 ori mai multă căldură decât în ​​întreaga atmosferă.

Până la 80% din energia absorbită de ocean este folosită pentru evaporarea apei. Aceasta este 12×10 23 J/m 2 pe an, ceea ce este de 7 ori mai mult decât același articol din bilanţul termic al solului. 20% din energie este cheltuită pentru schimbul turbulent de căldură cu atmosfera (care este, de asemenea, mai mult decât pe uscat). Schimbul vertical de căldură al oceanului cu atmosfera stimulează și transferul orizontal de căldură, datorită căruia aceasta ajunge parțial pe uscat. Un strat de apă de 50 de metri participă la schimbul de căldură dintre ocean și atmosferă.

Modificări ale balanței de radiații și căldură. Suma anuală a balanței radiațiilor este pozitivă aproape peste tot pe Pământ, cu excepția regiunilor glaciare din Groenlanda și Antarctica. Valorile sale medii anuale scad în direcția de la ecuator la poli, urmând modelele de distribuție a radiației solare pe glob (Fig. 7.3). Bilanțul de radiații peste ocean este mai mare decât pe uscat. Acest lucru se datorează albedoului inferior al suprafeței apei, conținutului crescut de umiditate în latitudinile ecuatoriale și tropicale. Schimbările sezoniere ale balanței radiațiilor apar la toate latitudinile, dar cu grade diferite de severitate. La latitudini joase, sezonalitatea este determinată de regimul precipitațiilor, deoarece condițiile termice se schimbă puțin aici. În latitudinile temperate și înalte, sezonalitatea este determinată de regimul termic: balanța radiațiilor se schimbă din pozitiv vara în negativ iarna. Bilanțul negativ al perioadei reci a anului în latitudinile temperate și polare este parțial compensat de advecția căldurii de către aer și curenții marini de la latitudini joase.

Pentru a menține echilibrul energetic al Pământului, trebuie să existe un transfer de căldură către poli. Puțin mai puțin din această căldură este transportată de curenții oceanici, restul de atmosferă. Diferențele de încălzire a Pământului determină acțiunea acestuia ca motor termic geografic în care căldura este transferată de la încălzitor la frigider. În natură, acest proces se realizează sub două forme: în primul rând, neomogenitățile spațiale termodinamice formează sisteme planetare de vânturi și curenți marini; în al doilea rând, aceste sisteme planetare însele participă la redistribuirea căldurii și umidității pe glob. Astfel, căldura este transferată de la ecuator către poli prin curenții de aer sau curenții oceanici, iar mase de aer rece sau de apă sunt transferate către ecuator. Pe fig. Figura 7.4 prezintă transportul spre pol al apei calde de suprafață în Oceanul Atlantic. Transferul de căldură către poli atinge un maxim în apropierea unei latitudini de 40° și devine zero la poli.

Afluxul de radiație solară depinde nu numai de latitudinea geografică, ci și de anotimp (Tabelul 7.4). Este de remarcat faptul că vara intră și mai multă căldură în Arctic decât la ecuator, totuși, din cauza albedoului ridicat al mărilor arctice, gheața nu se topește aici.

Distribuția temperaturii. Pe distribuție orizontală temperaturile afectează poziție geografică, relieful, proprietățile și compoziția materialului suprafeței subiacente, sistemele de curenți oceanici și natura circulației atmosferice în straturile de suprafață și aproape de suprafață.

Orez. 7.3. Distribuția balanței medii anuale de radiații pe suprafața pământului, MJ / (m 2 × an) (conform S.P. Khromov și M.A. Petrosyants, 1994)

Orez. 7.4. Transfer de căldură în partea de nord Oceanul Atlantic, °C(după S. Neshiba, 1991). Zone umbrite unde suprafata apei mai cald decât media oceanului. Cifrele indică transferurile volumetrice de apă (milioane m 3 / s), săgețile indică direcția curenților, linia groasă indică Curentul Golfului

Tabelul 7.4. Radiația totală care intră pe suprafața pământului (N.I. Egorov, 1966)

Bilanțul radiațiilor se numește venituri-cheltuieli de energie radiantă absorbită și emisă de suprafața subiacentă, atmosferă sau sistemul pământ-atmosferă pentru diferite perioade de timp (6, p. 328).

Partea de intrare a balanței radiațiilor de suprafață de bază R este formată din radiații solare directe și difuze, precum și din contraradiația atmosferică absorbită de suprafața de bază. Partea de cheltuieli este determinată de pierderea de căldură din cauza propriei Radiație termala suprafața de bază (6, p. 328).

Ecuația balanței radiațiilor:

R=(Q+q) (1-A)+d-

unde Q este fluxul (sau suma) radiației solare directe, q este fluxul (sau suma) radiației solare difuze, A este albedo al suprafeței subiacente, este fluxul (sau suma) contraradiației atmosferice și este fluxul (sau suma) radiației termice proprii ale suprafeței subiacente, e este capacitatea de absorbție a suprafeței subiacente (6, p. 328).

Bilanțul de radiații al suprafeței terestre pentru anul este pozitiv peste tot pe Pământ, cu excepția platourilor de gheață din Groenlanda și Antarctica (Fig. 5). Aceasta înseamnă că afluxul anual de radiații absorbite este mai mare decât radiația efectivă pentru același timp. Dar asta nu înseamnă deloc că suprafața pământului se încălzește în fiecare an. Excesul de radiație absorbită față de radiație este echilibrat prin transferul de căldură de la suprafața pământului în aer prin conducție termică și în timpul transformărilor de fază ale apei (în timpul evaporării de pe suprafața pământului și condensării ulterioare în atmosferă).

În consecință, pentru suprafața pământului nu există un echilibru radiativ în recepția și returul radiației, ci există un echilibru termic: afluxul de căldură la suprafața pământului atât pe căi radiative cât și neradiative este egal cu revenirea sa prin aceeași. metode.

Ecuația echilibrului termic:

unde valoarea fluxului de căldură radiativ este R, fluxul de căldură turbulent dintre suprafața de bază și atmosferă este P, fluxul de căldură dintre suprafața de bază și straturile subiacente este A și consumul de căldură pentru evaporare (sau eliberarea de căldură în timpul condensare) este LE (L - căldură latentă evaporare, E este viteza de evaporare sau condensare) (4, p. 7).

În conformitate cu sosirea și consumul de căldură în raport cu suprafața de bază, componentele bilanţului termic pot avea valori pozitive sau negative. Într-o concluzie pe termen lung, temperatura medie anuală a straturilor superioare ale solului și apei din Oceanul Mondial este considerată constantă. Prin urmare, transferul de căldură vertical și orizontal în sol și în Oceanul Mondial în ansamblu poate fi practic echivalat cu zero.

Astfel, în derivarea pe termen lung, bilanţul anual de căldură pentru suprafaţa terestră şi Oceanul Mondial este alcătuit din bilanţul radiaţiilor, consumul de căldură pentru evaporare şi schimbul de căldură turbulent între suprafaţa subiacentă şi atmosferă (Fig. 5, 6). Pentru părțile individuale ale oceanului, pe lângă componentele indicate ale balanței termice, este necesar să se țină cont de transferul de căldură de către curenții marini.

Orez. 5. Bilanțul de radiații al Pământului și sosirea radiației solare pe an

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 elemente radioactiveîn interiorul Pământului, căldura 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 ecuația bilanţului termic, acestea 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 pământului și 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 termală. 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 -- temperatura absolută corp.

Valorile pentru diferite suprafețe variază de la 0,89 (suprafață netedă a apei) la 0,99 (iarbă densă verde). 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 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 Pământul se schimbă puțin de la an la an, iar de la o perioadă de lungă durată la alta rămâne aproape neschimbată.