Atmosferle birlikte, Dünya'nın aktif tabakasının termal rejimini ele alalım. Aktif katman, sıcaklığı günlük ve yıllık dalgalanmalar yaşayan böyle bir toprak veya su katmanıdır. Gözlemler, karada günlük dalgalanmaların 1 - 2 m derinliğe, yıllık dalgalanmaların - birkaç on metrelik bir katmana yayıldığını göstermektedir. Denizlerde ve okyanuslarda aktif tabakanın kalınlığı karadakinden on kat daha fazladır. Atmosferin termal rejimleri ile Dünya'nın aktif tabakası arasındaki bağlantı, sözde denklem kullanılarak gerçekleştirilir. ısı dengesi yeryüzü. Bu denklem ilk olarak 1941'de A.A. tarafından hava sıcaklığının günlük değişimi teorisini oluşturmak için kullanıldı. Dorodnitsin. Sonraki yıllarda, ısı dengesi denklemi, birçok araştırmacı tarafından atmosferin yüzey tabakasının çeşitli özelliklerini incelemek için, örneğin aktif etkilerin etkisi altında meydana gelecek değişiklikleri değerlendirmek için, örneğin dünyanın buz örtüsü üzerinde, yaygın olarak kullanıldı. Kuzey Kutbu. Dünya yüzeyinin ısı dengesi denkleminin türetilmesi üzerinde duralım. Dünya yüzeyine ulaşan güneş radyasyonu, kalınlığı (Şekil 1) ile gösterilecek olan ince bir tabaka halinde karada emilir. Güneş radyasyonu akışına ek olarak, dünya yüzeyi atmosferden kızılötesi radyasyon akışı şeklinde ısı alır, kendi radyasyonu yoluyla ısı kaybeder.

Pirinç. bir.

Toprakta bu akımların her biri bir değişime uğrar. Kalınlığı olan bir temel katmanda (- yüzeyden toprağın derinliğine kadar sayılan derinlik) akı Ф dФ ile değiştiyse, yazabiliriz

a, absorpsiyon katsayısı ise, toprağın yoğunluğudur. aralığındaki son ilişkiyi entegre ederek, elde ederiz

Ф(0)'daki akışa kıyasla akışın e faktörü kadar azaldığı derinlik nerede. Radyasyonla birlikte ısı transferi, toprak yüzeyinin atmosfer ile türbülanslı değişimi ve alttaki toprak katmanları ile moleküler değişim yoluyla gerçekleştirilir. Türbülanslı değişimin etkisi altında, toprak eşit miktarda ısı kaybeder veya alır.

Ek olarak, su toprak yüzeyinden buharlaşır (veya su buharı yoğunlaşır), bu da ısı miktarını tüketir.

Katmanın alt sınırından geçen moleküler akış şu şekilde yazılır:

nerede toprağın ısıl iletkenlik katsayısı, özgül ısı kapasitesi, moleküler ısıl yayılma katsayısıdır.

Isı akışının etkisi altında toprağın sıcaklığı değişir ve 0'a yakın sıcaklıklarda buz erir (veya su donar). Dikey bir toprak sütununda enerjinin korunumu yasasına dayanarak kalınlığı yazabiliriz.

(19) denkleminde, sol taraftaki ilk terim, birim zamanda toprağın ısı içeriğini cm3 değiştirmek için harcanan ısı miktarı, ikinci ısı miktarı buzu eritmek için kullanılan ısı miktarıdır (). Sağ tarafta ise alt ve üst sınırlardan toprak tabakasına giren tüm ısı akıları “+” işareti ile, tabakayı terk edenler ise “-” işareti ile alınır. Denklem (19), zemin tabakası kalınlığı için ısı dengesi denklemidir. böyle Genel görünüm bu denklem, sonlu kalınlıktaki bir katman için yazılmış ısı kazancı denkleminden başka bir şey değildir. Havanın ve toprağın termal rejimi hakkında herhangi bir ek bilgi (ısı akışı denklemine kıyasla) çıkarmak mümkün değildir. Bununla birlikte, ısı dengesi denkleminden bağımsız olarak kullanılabildiğinde, ısı dengesi denkleminin birkaç özel durumunu belirtmek mümkündür. diferansiyel denklemler sınır koşulu. Bu durumda, ısı dengesi denklemi, dünya yüzeyinin bilinmeyen sıcaklığını belirlemeyi mümkün kılar. Aşağıdakiler bu tür özel durumlardır. Kar veya buzla kaplı olmayan arazide, daha önce belirtildiği gibi değer oldukça küçüktür. Aynı zamanda, moleküler aralığın sırasına göre olan miktarların her birine oranı oldukça büyüktür. Sonuç olarak, buz eritme işlemlerinin yokluğunda arazi denklemi şu şekilde yeterli derecede doğrulukla yazılabilir:

Denklem (20)'deki ilk üç terimin toplamı, dünya yüzeyinin radyasyon dengesi R'den başka bir şey değildir. Böylece, kara yüzeyinin ısı dengesi denklemi şu şekli alır:

(21) formundaki ısı dengesi denklemi, atmosferin ve toprağın termal rejiminin incelenmesinde sınır koşulu olarak kullanılır.

Dünya için ısı ve ışık enerjisinin kaynağı güneş radyasyonudur. Güneş ışınlarının geliş açısı ekvatordan kutuplara doğru azaldığından, değeri yerin enlemine bağlıdır. Güneş ışınlarının gelme açısı ne kadar küçükse, geniş yüzey aynı kesite sahip bir güneş ışını demeti dağıtılır ve bu nedenle birim alan başına daha az enerji vardır.

Yıl boyunca Dünya'nın Güneş etrafında 1 tur yapması, hareket etmesi, ekseninin yörünge düzlemine (ekliptik) sabit bir eğim açısını koruması nedeniyle, farklı yüzey ısıtma koşulları ile karakterize edilen yılın mevsimleri ortaya çıkar. .

21 Mart ve 23 Eylül'de Güneş, ekvatorun (ekinokslar) altındaki zirvesindedir. 22 Haziran'da Güneş, Kuzey Tropik üzerinde, 22 Aralık'ta Güney üzerinde zirvede. Dünya yüzeyinde hafif bölgeler ve termal bölgeler ayırt edilir (yıllık ortalama izoterm + 20 ° C'ye göre, ılık (sıcak) bölgenin sınırı geçer; ortalama yıllık izotermler + 20 ° C ve izoterm + 10 ° C arasında ılıman bir bölge var; izoterme göre + 10 ° C - sınırlar soğuk kuşak.

Güneş ışınları şeffaf atmosferi ısıtmadan geçer, yeryüzüne ulaşır, ısıtır ve ondan uzun dalga radyasyonu nedeniyle hava ısıtılır. Yüzeyin ve dolayısıyla havanın ısınma derecesi, öncelikle bölgenin enlemine ve ayrıca 1) deniz seviyesinden yüksekliğe (yükseldikçe, hava sıcaklığı 100 m'de ortalama 0,6ºС azalır) bağlıdır. ; 2) farklı renkte olabilen ve farklı albedoya sahip olabilen alttaki yüzeyin özellikleri - kayaların yansıtma yeteneği. Ayrıca farklı yüzeyler farklı ısı kapasitesine ve ısı transferine sahiptir. Su, yüksek ısı kapasitesi nedeniyle yavaş ve yavaş ısınırken, toprak ise tam tersidir. 3) kıyılardan kıtaların derinliklerine doğru, havadaki su buharı miktarı azalır ve atmosfer ne kadar şeffaf olursa, su damlaları tarafından içine o kadar az güneş ışığı saçılır ve daha fazla güneş ışığı Dünya yüzeyine ulaşır.

Dünyaya giren güneş maddesi ve enerjisinin toplamına güneş radyasyonu denir. Doğrudan ve dağınık olarak ayrılmıştır. doğrudan radyasyon- bulutsuz bir gökyüzü ile atmosfere nüfuz eden bir dizi doğrudan güneş ışığı. saçılmış radyasyon- Işınlar her yöne giderken atmosfere saçılan radyasyonun bir kısmı. P + P = toplam radyasyon. Dünya yüzeyinden yansıyan toplam radyasyonun bir kısmına yansıyan radyasyon denir. Dünya yüzeyi tarafından emilen toplam radyasyonun bir kısmı, emilen radyasyondur. Isıtılmış atmosferden Dünya yüzeyine, Dünya'dan ısı akışına doğru hareket eden termal enerjiye atmosferin karşı radyasyonu denir.

kcal/cm cinsinden yıllık toplam güneş radyasyonu miktarı 2 yıl (T.V. Vlasova'ya göre).

Etkili Radyasyon- Dünya yüzeyinden atmosfere gerçek ısı transferini ifade eden bir değer. Dünyanın radyasyonu ile atmosferin karşı radyasyonu arasındaki fark, yüzeyin ısınmasını belirler. Radyasyon dengesi doğrudan etkili radyasyona bağlıdır - iki varış ve güneş radyasyonu tüketimi sürecinin etkileşiminin sonucu. Denge miktarı büyük ölçüde bulutluluktan etkilenir. Geceleri önemli olduğu yerde, Dünya'nın uzun dalga radyasyonunu keserek uzaya kaçmasını engeller.

Altta yatan yüzeyin sıcaklığı ve havanın yüzey katmanları ve ısı dengesi doğrudan güneş radyasyonunun akışına bağlıdır.

Isı dengesi, güneş ışınlarıyla doğrudan ısıtılan yüzeydeki sıcaklığı, büyüklüğünü ve değişimini belirler. Isıtıldığında, bu yüzey ısıyı (uzun dalga aralığında) hem alttaki katmanlara hem de atmosfere aktarır. Yüzeyin kendisine aktif yüzey denir.

Atmosferin ısı dengesinin ve bir bütün olarak Dünya yüzeyinin ana bileşenleri

Yüzey sıcaklığının günlük seyrinde, kuru ve bitki örtüsünden yoksun, açık bir günde, maksimum saat 14:00'ten sonra, minimum ise gün doğumu sırasında meydana gelir. Bulutluluk, nem ve yüzey bitki örtüsü, sıcaklığın günlük seyrini bozabilir.

Arazi yüzey sıcaklığının gündüz maksimumu +80 o C veya daha fazla olabilir. Günlük dalgalanmalar 40 o ulaşır. Aşırı değerlerin ve sıcaklık genliklerinin değerleri, yerin enlemine, mevsime, bulutluluğa, yüzeyin termal özelliklerine, rengine, pürüzlülüğüne, bitki örtüsünün doğasına, eğim yönüne (maruziyet) bağlıdır.

Isıtıldığında, yüzey ısıyı toprağa aktarır. Katmandan katmana ısı aktarımı için zaman harcanır ve gün içindeki maksimum ve minimum sıcaklık değerlerinin başlama anları her 10 cm'de bir yaklaşık 3 saat geciktirilir. Katman ne kadar derin olursa, aldığı ısı o kadar az olur ve içindeki sıcaklık dalgalanmaları o kadar zayıf olur. Ortalama 1 m derinlikte, toprak sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar "ortadan kaybolur". Durdukları katmana sabit günlük sıcaklık katmanı denir.

Tropikal enlemlerde 5-10 m ve yüksek enlemlerde 25 m derinlikte, yüzeyin üzerindeki sıcaklığın yıllık ortalama hava sıcaklığına yakın olduğu, sabit bir yıllık sıcaklık katmanı vardır.

Su daha yavaş ısınır ve daha yavaş ısı verir. Ek olarak, güneş ışınları nüfuz edebilir büyük derinlik doğrudan daha derin katmanları ısıtmak. Isının derinliğe aktarımı, moleküler ısıl iletkenlikten çok, suların türbülanslı bir şekilde veya akıntılarda karışmasından kaynaklanmaktadır. soğurken yüzey katmanları su, termal konveksiyon meydana gelir ve buna karıştırma da eşlik eder.

Karadan farklı olarak, okyanus yüzeyindeki günlük sıcaklık dalgalanmaları daha azdır. Yüksek enlemlerde, ortalama olarak, sadece 0.1ºº, ılıman - 0.4ºº, tropikal - 0.5ºº Bu salınımların nüfuz derinliği 15-20 m'dir.

Ekvator enlemlerinde 1ºº'den ılıman enlemlerde 10.2ºº'ye kadar okyanus yüzeyindeki yıllık sıcaklık genlikleri. Yıllık sıcaklık dalgalanmaları 200-300 m derinliğe kadar nüfuz eder.

Su kütlelerinde maksimum sıcaklık anları karaya kıyasla gecikir. Maksimum, yaklaşık 15-16 saat, minimum - gün doğumundan 2-3 saat sonra gerçekleşir. Kuzey yarımkürede okyanus yüzeyindeki yıllık maksimum sıcaklık, Ağustos ayında, minimum - Şubat ayında gerçekleşir.

Güneş radyasyonunu emen ve ısınan dünyanın yüzeyi, atmosfere ve onun aracılığıyla dünya alanına bir ısı radyasyonu kaynağı haline gelir. Yüzey sıcaklığı ne kadar yüksek olursa, radyasyon o kadar yüksek olur. Dünyanın kendi uzun dalga radyasyonu çoğunlukla ısınan ve radyasyon yayan troposferde tutulur - atmosferik karşı radyasyon. Dünya yüzeyinin radyasyonu ile atmosferin karşı radyasyonu arasındaki farka denir. verimli radyasyon Dünya yüzeyinin gerçek ısı kaybını gösterir ve yaklaşık %20'dir.

Pirinç. 7.2. Ortalama yıllık radyasyon ve ısı dengesi şeması, (K.Ya.Kondratiev, 1992'ye göre)

Atmosfer, dünyanın yüzeyinden farklı olarak, emdiğinden daha fazlasını yayar. Enerji açığı, su buharı ile birlikte dünyanın yüzeyinden gelen ısının yanı sıra türbülans nedeniyle (dünya yüzeyine yakın ısıtılan havanın yükselmesi sırasında) telafi edilir. Alçak ve yüksek enlemler arasında ortaya çıkan sıcaklık kontrastları, tavsiye - deniz yoluyla ısı transferi ve esas olarak alçaktan yüksek enlemlere hava akımları (Şekil 7.2, sağ taraf). Genel coğrafi sonuçlar için, belirli bir bölgenin termal rejimi buna bağlı olduğundan, mevsimlerin değişmesinden kaynaklanan radyasyondaki ritmik dalgalanmalar da önemlidir. Toprak örtülerinin yansıtıcı özellikleri, ortamın ısı kapasitesi ve ısıl iletkenliği, ısıl enerjinin transferini ve ısıl enerji özelliklerinin dağılımını daha da karmaşık hale getirir.

Isı dengesi denklemi. Isı miktarı, her coğrafi bölge için farklı olan ısı dengesi denklemi ile tanımlanır. En önemli bileşeni, dünya yüzeyinin radyasyon dengesidir. Güneş radyasyonu, toprağın ve havanın (ve suyun) ısıtılması, buharlaşma, kar ve buzun erimesi, fotosentez, toprak oluşum süreçleri ve kayaların aşınması için harcanır. Doğa her zaman denge ile karakterize edildiğinden, enerjinin gelişi ile tüketimi arasında eşitlik gözlemlenir. ısı dengesi denklemi toprak yüzeyi:

nerede R- radyasyon dengesi; LE suyu buharlaştırmak ve kar veya buzu eritmek için kullanılan ısıdır (L- gizli buharlaşma veya buharlaşma ısısı; E- buharlaşma veya yoğunlaşma hızı); ANCAK - hava ve okyanus akıntıları veya türbülanslı akış yoluyla yatay ısı transferi; R - dünya yüzeyinin hava ile ısı değişimi; AT - dünya yüzeyinin toprak ve kayalarla ısı değişimi; F- fotosentez için enerji tüketimi; İTİBAREN- toprak oluşumu ve ayrışma için enerji tüketimi; S+q- toplam radyasyon; a- albedo; ben- atmosferin etkili radyasyonu.

Fotosentez ve toprak oluşumu için harcanan enerjinin payı, radyasyon bütçesinin %1'inden daha azını oluşturur, bu nedenle bu bileşenler genellikle denklemden çıkarılır. Bununla birlikte, gerçekte, bu enerjinin birikme ve diğer formlara (dönüştürülebilir enerji) dönüşme kabiliyetine sahip olduğu için, önemli olabilirler. Düşük güçlü, ancak uzun vadeli (yüz milyonlarca yıl) dönüştürülebilir enerji biriktirme sürecinin coğrafi zarf üzerinde önemli bir etkisi oldu. Tortul kayaçlardaki yaygın organik maddede ve ayrıca kömür, petrol, şeyl formunda yaklaşık 11×10 14 J/m 2 enerji biriktirdi.

Isı dengesi denklemi, iklim koşullarının özgüllüğü ve bileşenlerin katkısı (kara, okyanus, buz oluşumu olan, donmayan alanlar, vb. için) dikkate alınarak herhangi bir coğrafi alan ve zaman aralığı için türetilebilir.

Isı transferi ve dağılımı. Yüzeyden atmosfere ısı transferi üç şekilde gerçekleşir: termal radyasyon, havanın kara ile teması halinde ısıtılması veya soğutulması ve suyun buharlaşması. Atmosfere yükselen su buharı, yoğunlaşarak bulutları oluşturur veya yağış olarak düşer ve bu durumda açığa çıkan ısı atmosfere girer. Atmosfer tarafından emilen radyasyon ve su buharının yoğunlaşma ısısı, dünya yüzeyinden ısı kaybını geciktirir. Kurak bölgelerde bu etki azalır ve en büyük günlük ve yıllık sıcaklık genliklerini gözlemleriz. En küçük sıcaklık genlikleri okyanus bölgelerinde doğaldır. Büyük bir rezervuar olarak okyanus, daha fazla ısı depolar ve bu da yüksek sıcaklıklardan kaynaklanan yıllık sıcaklık dalgalanmalarını azaltır. özısı su. Bu nedenle, Dünya'da su, bir ısı akümülatörü olarak önemli bir rol oynar.

Isı dengesinin yapısı şunlara bağlıdır: coğrafi enlem ve sırayla kendisine bağlı olan manzara türü. Sadece ekvatordan kutuplara geçerken değil, karadan denize geçerken de önemli ölçüde değişir. Kara ve okyanus, hem emilen radyasyon miktarı hem de ısı dağılımının doğası bakımından farklılık gösterir. Yaz aylarında okyanusta ısı birkaç yüz metre derinliğe kadar yayılır. Sıcak mevsimde, okyanus 1,3×109'dan 2,5×109 J/m 2'ye kadar birikir. Karada, ısı sadece birkaç metre derinliğe yayılır ve sıcak mevsimde burada okyanustan 10-25 kat daha az olan yaklaşık 0.1 × 109 J/m 2 birikir. Büyük ısı kaynağı nedeniyle, okyanus kışın karadan daha az soğur. Hesaplamalar, okyanustaki bir kerelik ısı içeriğinin, bir bütün olarak dünya yüzeyine sağladığı arzdan 21 kat daha fazla olduğunu göstermektedir. 4 metrelik bir okyanus suyu tabakasında bile, tüm atmosferden 4 kat daha fazla ısı vardır.

Okyanus tarafından emilen enerjinin %80'e kadarı suyu buharlaştırmak için kullanılır. Bu, yılda 12×10 23 J/m 2'dir ve bu, kara ısı dengesinin aynı maddesinden 7 kat daha fazladır. Enerjinin %20'si atmosferle türbülanslı ısı alışverişi için harcanır (ki bu da karada olduğundan daha fazladır). Okyanusun atmosferle dikey ısı değişimi, kısmen karada bittiği için yatay ısı transferini de uyarır. Okyanus ve atmosfer arasındaki ısı alışverişine 50 metrelik bir su tabakası katılır.

Radyasyon ve ısı dengesindeki değişiklikler. Radyasyon dengesinin yıllık toplamı, Grönland ve Antarktika'nın buzul bölgeleri dışında, Dünya'nın hemen hemen her yerinde pozitiftir. Güneş radyasyonunun dünya üzerindeki dağılım modellerini takip ederek, ekvatordan kutuplara doğru ortalama yıllık değerleri azalır (Şekil 7.3). Okyanus üzerindeki radyasyon dengesi, karadakinden daha fazladır. Bunun nedeni, su yüzeyinin düşük albedosu, ekvatoral ve tropikal enlemlerde artan nem içeriğidir. Radyasyon dengesindeki mevsimsel değişiklikler tüm enlemlerde, ancak değişen derecelerde şiddette meydana gelir. Düşük enlemlerde, mevsimsellik yağış rejimi tarafından belirlenir, çünkü burada termal koşullar çok az değişir. Ilıman ve yüksek enlemlerde, mevsimsellik termal rejim tarafından belirlenir: radyasyon dengesi yazın pozitiften kışın negatife değişir. Ilıman ve kutup enlemlerinde yılın soğuk döneminin olumsuz dengesi, düşük enlemlerden hava ve deniz akıntılarının ısı iletmesi ile kısmen telafi edilir.

Dünyanın enerji dengesini korumak için kutuplara doğru bir ısı transferi olması gerekir. Bu ısının biraz daha azı okyanus akıntıları tarafından, geri kalanı ise atmosfer tarafından taşınır. Dünya'nın ısınmasındaki farklılıklar, ısının ısıtıcıdan buzdolabına aktarıldığı bir coğrafi ısı motoru olarak hareketini belirler. Doğada, bu süreç iki biçimde gerçekleşir: birincisi, termodinamik uzamsal homojensizlikler, gezegensel rüzgar ve deniz akıntısı sistemlerini oluşturur; ikinci olarak, bu gezegen sistemlerinin kendileri ısı ve nemin küre üzerinde yeniden dağılımına katılırlar. Böylece hava akımları veya okyanus akıntıları ile ekvatordan kutuplara doğru ısı aktarılır ve soğuk hava veya su kütleleri ekvatora aktarılır. Şek. Şekil 7.4, Atlantik Okyanusu'ndaki ılık yüzey suyunun kutuplara doğru taşınmasını göstermektedir. Kutuplara doğru ısı transferi 40° enlem civarında maksimuma ulaşır ve kutuplarda sıfır olur.

Güneş radyasyonunun akışı sadece coğrafi enlemlere değil, aynı zamanda mevsime de bağlıdır (Tablo 7.4). Yaz aylarında Kuzey Kutbu'na ekvatordan daha fazla ısı girmesi dikkat çekicidir, ancak Kuzey Kutbu denizlerinin yüksek albedosu nedeniyle buz burada erimez.

Sıcaklık dağılımı.Üzerinde yatay dağılım sıcaklıklar etkiler coğrafi konum, kabartma, alttaki yüzeyin özellikleri ve malzeme bileşimi, okyanus akıntıları sistemleri ve yüzeydeki ve yüzeye yakın katmanlardaki atmosferik dolaşımın doğası.

Pirinç. 7.3. Dünya yüzeyindeki ortalama yıllık radyasyon dengesinin dağılımı, MJ / (m 2 × yıl) (S.P. Khromov ve M.A. Petrosyants, 1994'e göre)

Pirinç. 7.4. Kuzey kesimde ısı transferi Atlantik Okyanusu, °C(S. Neshiba, 1991'e göre). Gölgeli alanlar yüzey suyu okyanus ortalamasından daha sıcak. Rakamlar hacimsel su transferlerini (milyon m3/s), oklar akıntıların yönünü, kalın çizgi Gulf Stream'i gösterir.

Tablo 7.4. Dünya yüzeyine giren toplam radyasyon (N.I. Egorov, 1966)

Radyasyon dengesi, altta yatan yüzey, atmosfer veya dünya-atmosfer sistemi tarafından çeşitli zaman dilimlerinde emilen ve yayılan radyant enerjinin gelir-gider olarak adlandırılır (6, s. 328).

Alttaki yüzey R'nin radyasyon dengesinin gelen kısmı, doğrudan güneş ve yayılan radyasyonun yanı sıra alttaki yüzey tarafından emilen atmosferik karşı radyasyondan oluşur. Harcama kısmı, kendi ısısı nedeniyle oluşan ısı kaybı ile belirlenir. termal radyasyon alttaki yüzey (6, s. 328).

Radyasyon dengesi denklemi:

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

Burada Q, doğrudan güneş radyasyonunun akışı (veya toplamı), q saçılan güneş radyasyonunun akışı (veya toplamı), A alttaki yüzeyin albedosu, atmosferik karşı radyasyon akışı (veya toplamı) ve alttaki yüzeyin içsel termal radyasyonunun akışı (veya toplamı), e alttaki yüzeyin emme kapasitesidir (6, s. 328).

Dünya yüzeyinin yıl boyunca radyasyon dengesi, Grönland ve Antarktika'nın buz platoları dışında, Dünya'nın her yerinde pozitiftir (Şekil 5). Bu, emilen radyasyonun yıllık akışının, aynı zamanda etkili radyasyondan daha büyük olduğu anlamına gelir. Ancak bu, dünyanın yüzeyinin her yıl daha da ısındığı anlamına gelmez. Soğurulan radyasyonun radyasyon üzerindeki fazlalığı, ısı iletimi ve suyun faz dönüşümleri sırasında (dünya yüzeyinden buharlaşma ve ardından atmosferde yoğunlaşma sırasında) ısının dünya yüzeyinden havaya aktarılmasıyla dengelenir.

Sonuç olarak, dünya yüzeyi için radyasyonun alınması ve geri dönüşünde bir radyasyon dengesi yoktur, ancak bir termal denge vardır: hem radyasyon hem de radyasyon olmayan yollarla dünya yüzeyine ısı akışı, geri dönüşüne eşittir. yöntemler.

Isı dengesi denklemi:

Işınımsal ısı akışının değeri R olduğunda, alttaki yüzey ile atmosfer arasındaki türbülanslı ısı akışı P, alttaki yüzey ile alttaki tabakalar arasındaki ısı akışı A ve buharlaşma için ısı tüketimi (veya sırasındaki ısı salınımı) yoğunlaşma) LE'dir (L - gizli ısı buharlaşma, E buharlaşma veya yoğunlaşma hızıdır) (4, s. 7).

Alttaki yüzeye göre ısının gelişi ve tüketimine göre, ısı dengesinin bileşenleri pozitif veya negatif değerlere sahip olabilir. Uzun vadeli bir sonuç olarak, Dünya Okyanusu'nun üst toprak ve su katmanlarının yıllık ortalama sıcaklığı sabit kabul edilir. Bu nedenle, toprakta ve bir bütün olarak Dünya Okyanusunda dikey ve yatay ısı transferi pratikte sıfıra eşitlenebilir.

Böylece, uzun vadeli türetmede, kara yüzeyi ve Dünya Okyanusu için yıllık ısı dengesi, radyasyon dengesi, buharlaşma için ısı kayıpları ve alttaki yüzey ile atmosfer arasındaki türbülanslı ısı alışverişinden oluşur (Şekil 5, 6). Okyanusun münferit kısımları için, ısı dengesinin belirtilen bileşenlerine ek olarak, deniz akıntılarıyla ısı transferini de hesaba katmak gerekir.

Pirinç. 5. Dünyanın radyasyon dengesi ve yıl için güneş radyasyonunun gelişi

Dünya, atmosferdeki ve özellikle dünya yüzeyindeki kısa dalgalı güneş radyasyonunu emerek ısı alır. Güneş radyasyonu, "atmosfer-toprak" sistemindeki pratikte tek ısı kaynağıdır. Diğer ısı kaynakları (çürüme sırasında açığa çıkan ısı radyoaktif elementler Dünya'nın içinde, yerçekimi ısısı vb.) toplamda güneş ışınımından atmosferin üst sınırına giren ısının sadece beş binde birini verir.

Dünya uzayını terk eden, Soa atmosferinden ve dünya yüzeyinden SOP yansıyan kısa dalga radyasyonu ile ve dünya yüzeyi tarafından uzun dalga radyasyonu Ee'nin etkili radyasyonu ve atmosferin Еa radyasyonu nedeniyle ısı kaybedilir.

Böylece, atmosferin üst sınırında, bir gezegen olarak Dünya'nın ısı dengesi, radyan (ışıma) ısı transferinden oluşur:

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

nerede Se, "atmosfer - Dünya" sisteminin ısı içeriğinin belirli bir süre boyunca değişimi? t.

Yıllık dönem için bu denklemin şartlarını göz önünde bulundurun. Dünya'nın Güneş'ten ortalama uzaklığında güneş ışınımı akışı yaklaşık olarak 42.6-10° J/(m2-yıl)'a eşittir. Bu akıştan Dünya, güneş sabiti I0'ın ürününe ve Dünya pR2'nin kesit alanına, yani I0 pR2'ye eşit bir miktarda enerji alır; burada R, Dünya'nın ortalama yarıçapıdır. Dünyanın dönüşünün etkisi altında, bu enerji dünyanın tüm yüzeyine 4pR2'ye eşit olarak dağıtılır. Sonuç olarak, atmosfer tarafından zayıflaması hesaba katılmadan, Dünya'nın yatay yüzeyine güneş ışınımı akışının ortalama değeri, I® рR2/4рR3 = Iо/4 veya 0.338 kW/m2'dir. Bir yıl boyunca, atmosferin dış sınırının yüzeyinin her metrekaresi için ortalama olarak yaklaşık 10.66-109 J veya 10.66 GJ güneş enerjisi alınır, yani. Io = 10.66 GJ / (m2 * yıl).

(1) numaralı denklemin harcama tarafını düşünün. Atmosferin dış sınırına ulaşan güneş radyasyonu kısmen atmosfere girer ve kısmen atmosfer ve dünya yüzeyi tarafından dünya uzayına yansıtılır. En son verilere göre, Dünya'nın ortalama albedosu %33 olarak tahmin edilmektedir: bulutlardan yansıma (%26) ve alttaki yüzeyden yansımanın (%7:%) toplamıdır. Daha sonra bulutların yansıttığı radyasyon Soa = 10.66 * 0.26 = 2.77 GJ / (m2 * yıl), dünya yüzeyi - SOP = 10.66 * 0.07 = 0.75 GJ / (m2 * yıl) ve genel olarak Dünya, 3.52 GJ/'yi yansıtır. (m2*yıl).

Güneş radyasyonunun emilmesi sonucu ısınan dünya yüzeyi, atmosferi ısıtan uzun dalga radyasyon kaynağı haline gelir. Mutlak sıfırın üzerinde bir sıcaklığa sahip herhangi bir cismin yüzeyi sürekli olarak ışıma yapar. Termal enerji. Dünyanın yüzeyi ve atmosferi bir istisna değildir. Stefan-Boltzmann yasasına göre, radyasyonun yoğunluğu vücudun sıcaklığına ve emisyon gücüne bağlıdır:

E = wT4, (2)

burada E, radyasyon yoğunluğu veya kendi kendine radyasyon, W / m2; c tamamen siyah bir cisme göre cismin emisyonu olup, bunun için c = 1; y - Stefan sabiti - Boltzmann, 5.67 * 10-8 W / (m2 * K4)'e eşit; T -- mutlak sıcaklık gövde.

Çeşitli yüzeyler için değerler 0,89 (pürüzsüz su yüzeyi) ile 0,99 (yoğun yeşil çim) arasında değişmektedir. Ortalama olarak, dünya yüzeyi için v, 0.95'e eşit olarak alınır.

Dünya yüzeyinin mutlak sıcaklıkları 190 ile 350 K arasındadır. Bu sıcaklıklarda yayılan radyasyon 4-120 mikron dalga boylarına sahiptir ve bu nedenle tamamı kızılötesidir ve gözle algılanmaz.

Dünya yüzeyinin içsel radyasyonu - formül (2) ile hesaplanan E3, 12.05 GJ / (m2 * yıl), yani 1.39 GJ / (m2 * yıl) veya gelen güneş radyasyonundan% 13 daha yüksek atmosferin üst sınırında S0. Dünya yüzeyinden bu kadar büyük bir radyasyon dönüşü, güneş ve atmosferik radyasyonun dünya yüzeyi tarafından soğurulması süreci tarafından engellenmezse, hızlı soğumasına yol açacaktır. Kızılötesi karasal radyasyon veya dünya yüzeyinin 4,5 ila 80 mikron dalga boyu aralığındaki kendi radyasyonu, atmosferik su buharı tarafından yoğun bir şekilde emilir ve sadece 8,5 - 11 mikron aralığında atmosferden geçer ve dünya uzayına gider. Buna karşılık, atmosferik su buharı, çoğu dünya yüzeyine yönlendirilen ve geri kalanı dünya uzayına giden görünmez kızılötesi radyasyon yayar. Dünya yüzeyine gelen atmosferik radyasyona atmosferin karşı radyasyonu denir.

Kirchhoff yasasına göre, bir cismin ışıması, ışıma soğurulmasına eşit olduğundan, dünya yüzeyi, atmosferin karşı radyasyonundan, büyüklüğünün %95'ini emer. Bu nedenle, atmosferin karşı radyasyonu, emilen güneş radyasyonuna ek olarak dünya yüzeyi için önemli bir ısı kaynağıdır. Atmosferin karşı radyasyonu doğrudan belirlenemez ve dolaylı yöntemlerle hesaplanır. Dünya yüzeyi tarafından emilen atmosferin karşı radyasyonu Eza = 10.45 GJ / (m2 * yıl). S0'a göre %98'dir.

Karşı radyasyon her zaman dünyanınkinden daha azdır. Bu nedenle, kendi ve karşı radyasyon arasındaki pozitif fark nedeniyle dünya yüzeyi ısı kaybeder. Dünya yüzeyinin kendi kendine ışıması ile atmosferin karşı ışıması arasındaki farka etkin ışıma (Ee) denir:

Ee \u003d Ez - Eza (3)

yeryüzünde güneş ısı değişimi

Etkili radyasyon, dünya yüzeyinden radyan enerjinin ve dolayısıyla ısının net kaybıdır. Uzaya kaçan bu ısı 1.60 GJ / (m2 * yıl) veya atmosferin üst sınırına gelen güneş ışınımının %15'idir (Şekil 9.1'deki ok E3). Ilıman enlemlerde, dünya yüzeyi, emilen radyasyondan aldığı ısı miktarının yaklaşık yarısını etkili radyasyon yoluyla kaybeder.

Atmosferin radyasyonu, dünya yüzeyinin radyasyonundan daha karmaşıktır. Birincisi, Kirchhoff yasasına göre, enerji yalnızca onu emen gazlar, yani su buharı, karbondioksit ve ozon tarafından yayılır. İkincisi, bu gazların her birinin radyasyonu karmaşık bir seçici karaktere sahiptir. Su buharı içeriği yükseklikle azaldığından, atmosferin en güçlü yayılan katmanları 6-10 km irtifalarda bulunur. Atmosferin dünya uzayına uzun dalga radyasyonu Еa=5.54 GJ/(m2*yıl), yani atmosferin üst sınırına gelen güneş radyasyonunun %52'si. Dünya yüzeyinin ve uzaya giren atmosferin uzun dalga radyasyonuna giden radyasyon AB denir. Toplamda, 7,14 GJ/(m2*yıl) veya güneş radyasyonu akışının %67'sine eşittir.

So, Soa, Sop, Ee ve Ea'nın bulunan değerlerini denklem (1) ile değiştirerek - ?Sz = 0, yani giden radyasyon, yansıyan ve saçılan kısa dalga radyasyonu Soz ile birlikte telafi ederiz. Güneş radyasyonunun Dünya'ya girişi. Başka bir deyişle, Dünya, atmosferle birlikte aldığı kadar radyasyon kaybeder ve bu nedenle radyasyon dengesi durumundadır.

Dünyanın termal dengesi, uzun süreli sıcaklık gözlemleriyle doğrulanır: ortalama sıcaklık Dünya yıldan yıla çok az değişir ve bir uzun vadeli dönemden diğerine neredeyse hiç değişmeden kalır.