Önce termal koşullara bakalım. yeryüzü ve toprak ve su kütlelerinin en üst katmanları. Bu gereklidir, çünkü atmosferin alt katmanları en çok toprağın ve suyun üst katmanları ile ışımalı ve ışımalı olmayan ısı alışverişi yoluyla ısıtılır ve soğutulur. Bu nedenle atmosferin alt katmanlarındaki sıcaklık değişimleri öncelikle dünya yüzeyinin sıcaklığındaki değişimler tarafından belirlenir ve bu değişimleri takip eder.
Dünyanın yüzeyi, yani toprak veya su yüzeyi (ve bitki örtüsü, kar, buz örtüsü), çeşitli şekillerde sürekli olarak ısı alır ve kaybeder. Dünyanın yüzeyi aracılığıyla, ısı yukarı doğru - atmosfere ve aşağı doğru - toprağa veya suya aktarılır.
İlk olarak, atmosferin toplam radyasyonu ve karşı radyasyonu dünya yüzeyine girer. Yüzey tarafından az ya da çok emilirler, yani üst toprak ve su katmanlarını ısıtmaya giderler. Aynı zamanda, dünyanın yüzeyi de bu süreçte ısı yayar ve ısı kaybeder.
İkinci olarak, ısı iletim yoluyla yukarıdan, atmosferden yeryüzüne gelir. Aynı şekilde, ısı dünya yüzeyinden atmosfere kaçar. İletim yoluyla, ısı ayrıca yeryüzünün yüzeyini toprağa ve suya bırakır veya toprağın ve suyun derinliklerinden yeryüzüne gelir.
Üçüncüsü, su buharı havadan üzerinde yoğunlaştığında dünya yüzeyi ısı alır veya tersine su ondan buharlaştığında ısı kaybeder. İlk durumda gizli ısı açığa çıkar, ikinci durumda ısı gizli duruma geçer.
Herhangi bir zaman diliminde, bu süre zarfında yukarıdan ve aşağıdan aldığı ısı miktarı ile aynı miktarda ısı dünya yüzeyinden yukarı ve aşağı gider. Aksi olsaydı, enerjinin korunumu yasası yerine getirilemezdi: enerjinin dünya yüzeyinde ortaya çıktığını veya kaybolduğunu varsaymak gerekirdi. Ancak, örneğin, yukarıdan gelenden daha fazla ısının yükselmesi mümkündür; bu durumda fazla ısı transferi toprağın veya suyun derinliklerinden ısının yüzeye gelmesi ile kapatılmalıdır.
Bu nedenle, dünya yüzeyindeki tüm gelir ve ısı giderlerinin cebirsel toplamı sıfıra eşit olmalıdır. Bu, dünya yüzeyinin ısı dengesi denklemi ile ifade edilir.
Bu denklemi yazmak için önce, soğurulan radyasyonu ve etkin radyasyonu bir radyasyon dengesinde birleştiririz.
Havadan ısının gelişini veya ısıl iletkenlik ile havaya geri dönüşünü P olarak göstereceğiz. Daha derin toprak veya su katmanları ile ısı alışverişi yoluyla aynı gelir veya tüketime A adı verilecektir. Buharlaşma sırasında ısı kaybı veya ısısı yoğuşma sırasında dünya yüzeyine varış, LE ile gösterilecektir, burada L, buharlaşmanın özgül ısısı ve E, buharlaşan veya yoğunlaşan suyun kütlesidir.
Denklemin anlamının, dünya yüzeyindeki ışınımsal dengenin ışınımsız ısı aktarımı ile dengelenmesi olduğu da söylenebilir (Şekil 5.1).
Denklem (1), uzun yıllar da dahil olmak üzere herhangi bir süre için geçerlidir.
Dünya yüzeyinin ısı dengesinin sıfır olması, yüzey sıcaklığının değişmediği anlamına gelmez. Isı transferi aşağıya doğru yönlendirildiğinde, yukarıdan yüzeye gelen ve onu derinlerde bırakan ısı, büyük ölçüde toprağın veya suyun en üst tabakasında (aktif tabaka denilen) kalır. Bu tabakanın sıcaklığı ve dolayısıyla dünya yüzeyinin sıcaklığı da artar. Tersine, ısı yer yüzeyinden aşağıdan yukarıya atmosfere aktarıldığında, ısı öncelikle aktif katmandan kaçar ve bunun sonucunda yüzey sıcaklığı düşer.
Günden güne ve yıldan yıla, aktif tabakanın ortalama sıcaklığı ve herhangi bir yerdeki dünya yüzeyi çok az değişir. Bu, gündüzleri toprağın veya suyun derinliklerine gündüzleri neredeyse geceleri bıraktığı kadar ısının girdiği anlamına gelir. Ama yine de yaz günlerinde ısı, aşağıdan geldiğinden biraz daha fazla düşüyor. Bu nedenle toprak ve su katmanları ve dolayısıyla yüzeyleri gün geçtikçe ısınır. Kışın, ters işlem gerçekleşir. Isı girdisindeki bu mevsimsel değişiklikler - toprak ve sudaki ısı tüketimi yıl içinde neredeyse dengelenir ve dünya yüzeyinin ve aktif katmanın yıllık ortalama sıcaklığı yıldan yıla çok az değişir.
Dünyanın ısı dengesi- dünya yüzeyinde, atmosferde ve Dünya-atmosfer sistemindeki enerjinin (radyan ve termal) gelir ve tüketiminin oranı. Atmosferdeki, hidrosferdeki ve litosferin üst katmanlarındaki fiziksel, kimyasal ve biyolojik süreçlerin büyük çoğunluğu için ana enerji kaynağı güneş radyasyonudur, bu nedenle ısı dengesi bileşenlerinin dağılımı ve oranı bu kabuklardaki dönüşümlerini karakterize eder.
Isı dengesi, enerjinin korunumu yasasının özel bir formülasyonudur ve Dünya yüzeyinin bir bölümü için derlenir (dünya yüzeyinin ısı dengesi); atmosferden geçen dikey bir kolon için (atmosferin ısı dengesi); atmosferden ve litosferin veya hidrosferin üst katmanlarından geçen aynı sütun için (Dünya-atmosfer sisteminin termal dengesi).
Dünya yüzeyinin ısı dengesi denklemi:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
Dünya yüzeyinin bir elemanı ile onu çevreleyen uzay arasındaki enerji akışının cebirsel toplamını temsil eder. Bu formülde:
R - radyasyon dengesi, emilen kısa dalgalı güneş radyasyonu ile dünya yüzeyinden uzun dalgalı etkili radyasyon arasındaki fark.
P, alttaki yüzey ile atmosfer arasında meydana gelen ısı akışıdır;
F0 - dünyanın yüzeyi ile litosfer veya hidrosferin daha derin katmanları arasında ısı akışı gözlenir;
LE - buharlaşan su kütlesinin ürünü olarak tanımlanan buharlaşma için ısı tüketimi E ve buharlaşma ısısı L ısı dengesi
Bu akımlar, Radyasyon dengesi (veya artık radyasyon) R'yi içerir - emilen kısa dalgalı güneş radyasyonu ile dünya yüzeyinden gelen uzun dalgalı etkili radyasyon arasındaki fark. Radyasyon dengesinin pozitif veya negatif değeri, birkaç ısı akısı ile telafi edilir. Dünya yüzeyinin sıcaklığı genellikle hava sıcaklığına eşit olmadığından, alttaki yüzey ile atmosfer arasında bir ısı akısı P ortaya çıkar.Dünya yüzeyi ile litosfer veya hidrosferin daha derin katmanları arasında benzer bir ısı akısı F0 gözlenir. Bu durumda, topraktaki ısı akısı moleküler ısıl iletkenlik ile belirlenirken, su kütlelerinde ısı transferi, kural olarak, az veya çok türbülanslı bir karaktere sahiptir. Rezervuarın yüzeyi ile daha derin katmanları arasındaki ısı akısı F0, belirli bir zaman aralığında rezervuarın ısı içeriğindeki değişime ve rezervuardaki akımlar tarafından ısı transferine sayısal olarak eşittir. Dünya yüzeyinin ısı dengesinde, buharlaşan suyun kütlesi E ve buharlaşma ısısı L'nin çarpımı olarak tanımlanan buharlaşma LE için ısı tüketimi genellikle önemli bir öneme sahiptir. Dünyanın yüzeyi, sıcaklığı, hava nemi ve su buharının dünya yüzeyinden atmosfere aktarım hızını belirleyen yüzey hava tabakasındaki türbülanslı ısı transferinin yoğunluğu.
Atmosfer ısı dengesi denklemi şu şekildedir:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
burada ΔW, atmosferik sütunun dikey duvarı içindeki ısı içeriğindeki değişikliktir.
Atmosferin ısı dengesi, radyasyon dengesi Ra'dan oluşur; ısı girişi veya çıkışı Lr faz dönüşümleri atmosferdeki su (r - yağış miktarı); atmosferin dünya yüzeyiyle olan türbülanslı ısı alışverişi nedeniyle ısı P'nin gelişi veya tüketimi; Sıralı atmosferik hareketler ve makrotürbülans ile bağlantılı olarak kolonun dikey duvarları boyunca ısı alışverişinin neden olduğu ısı kazancı veya kaybı Fa. Ek olarak, atmosferin ısı dengesi denklemi, kolonun içindeki ısı içeriğindeki değişime eşit olan ΔW terimini içerir.
Dünya-atmosfer sistemi için ısı dengesi denklemi, dünya yüzeyinin ve atmosferin ısı dengesi denklemlerinin terimlerinin cebirsel toplamına karşılık gelir. Dünyanın çeşitli bölgeleri için dünya yüzeyinin ve atmosferinin ısı dengesinin bileşenleri, meteorolojik gözlemlerle (aktinometrik istasyonlarda, özel ısı dengesi istasyonlarında, Dünya'nın meteorolojik uydularında) veya klimatolojik hesaplamalarla belirlenir.
Okyanuslar, karalar ve Dünya için dünya yüzeyinin ısı dengesi bileşenlerinin ortalama enlem değerleri ve atmosferin ısı dengesi, ısı dengesi terimlerinin değerlerinin dikkate alındığı tablolarda verilmiştir. ısının gelişine karşılık geliyorlarsa pozitiftir. Bu tablolar ortalama yıllık koşullara atıfta bulunduğundan, atmosferin ısı içeriğindeki ve litosferin üst katmanlarındaki değişiklikleri karakterize eden terimleri içermez, çünkü bu koşullar için sıfıra yakındır.
Bir gezegen olarak Dünya için atmosferle birlikte ısı dengesi diyagramı Şekil 2'de gösterilmektedir. Atmosferin dış sınırının birim yüzeyi başına yılda ortalama yaklaşık 250 kcal / cm2'ye eşit, yaklaşık 1/3'ü dünya alanına yansıyan ve yılda 167 kcal / cm2'ye eşit bir güneş radyasyonu akısı Dünya tarafından emilir
Isı değişimi doğal geri dönüşü olmayan süreç homojen olmayan sıcaklık alanı nedeniyle uzayda ısı transferi. Genel durumda, ısı transferine diğer fiziksel büyüklüklerin alanlarının homojen olmaması, örneğin konsantrasyonlardaki farklılık (difüzyon termal etkisi) neden olabilir. Üç tip ısı transferi vardır: termal iletkenlik, konveksiyon ve radyan ısı transferi (pratikte ısı transferi genellikle 3 tipin tümü tarafından aynı anda gerçekleştirilir). Isı transferi, doğadaki birçok süreci belirler veya eşlik eder (örneğin, yıldızların ve gezegenlerin evrimi, Dünya yüzeyindeki meteorolojik süreçler vb.). teknoloji ve günlük yaşamda. Birçok durumda, örneğin, kurutma, buharlaşmalı soğutma, difüzyon, ısı transferi süreçleri incelenirken kütle transferi ile birlikte düşünülür. İki soğutucu arasında, onları ayıran katı bir duvar veya aralarındaki arayüz yoluyla ısı transferine ısı transferi denir.
Termal iletkenlik Vücudun daha fazla ısıtılmış kısımlarından daha az ısıtılmış olanlara ısı transferi (mikropartiküllerin termal hareket enerjisi) türlerinden biri, sıcaklık eşitlenmesine yol açar. Isı iletkenliği ile vücuttaki enerji transferi, enerjinin daha fazla enerjiye sahip parçacıklardan (moleküller, atomlar, elektronlar) daha az enerjili parçacıklara doğrudan aktarılması sonucu gerçekleşir. Parçacıkların l ortalama serbest yolunun bir mesafesindeki termal iletkenlik sıcaklığındaki nispi değişiklik küçükse, o zaman termal iletkenliğin temel yasası (Fourier yasası) karşılanır: ısı akısı yoğunluğu q, sıcaklık gradyanı grad T ile orantılıdır. , yani (17)
burada λ, termal iletkenlik veya basitçe termal iletkenlik, grad T'ye bağlı değildir [λ, şunlara bağlıdır: toplama durumu madde (tabloya bakınız), atomik ve moleküler yapısı, sıcaklığı ve basıncı, bileşimi (bir karışım veya çözelti durumunda).
Denklemin sağ tarafındaki eksi işareti, ısı akışının yönünün ve sıcaklık gradyanının karşılıklı olarak zıt olduğunu gösterir.
Q değerinin enine kesit alanı F'ye oranı, özgül ısı akısı veya ısı yükü olarak adlandırılır ve q harfi ile gösterilir.
(18)
Bazı gazlar, sıvılar ve bazı gazlar için ısıl iletkenlik katsayısı λ değerleri katılar atmosferik basınçta tablolardan 760 mm Hg seçilir.
Isı transferi.İki soğutucu arasındaki ısı transferi, onları ayıran katı bir duvar veya aralarındaki arayüz aracılığıyla. Isı transferi, daha sıcak bir akışkandan duvara ısı transferini, duvardaki ısıl iletkenliği, duvardan daha soğuk bir hareketli ortama ısı transferini içerir. Isı transferi sırasındaki ısı transferinin yoğunluğu, 1 K'lık bir sıcaklık farkı ile birim zamanda bir birim duvar yüzeyinden aktarılan ısı miktarına sayısal olarak eşit olan bir ısı transfer katsayısı k ile karakterize edilir; boyut k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Isı transfer katsayısının karşılığı olan R değerine toplam termal direnç ısı transferi denir. Örneğin, tek katmanlı bir duvarın R
,
α1 ve α2, sıcak sıvıdan duvar yüzeyine ve duvar yüzeyinden soğuk sıvıya olan ısı transfer katsayılarıdır; δ - duvar kalınlığı; λ, termal iletkenlik katsayısıdır. Pratikte karşılaşılan çoğu durumda ısı transfer katsayısı ampirik olarak belirlenir. Bu durumda elde edilen sonuçlar benzerlik teorisi yöntemleri ile işlenir.
Radyant ısı transferi - radyasyonlu ısı transferi, maddenin iç enerjisinin radyasyon enerjisine dönüştürülmesi, radyasyon enerjisinin aktarılması ve madde tarafından emilmesi süreçlerinin bir sonucu olarak gerçekleştirilir. Radyant ısı transfer işlemlerinin seyri, ısı alışverişi yapan cisimlerin uzayda karşılıklı olarak düzenlenmesi, bu cisimleri ayıran ortamın özellikleri ile belirlenir. Radyant ısı transferi ile diğer ısı transferi türleri (termal iletim, konvektif ısı transferi) arasındaki temel fark, ısı transfer yüzeylerini ayıran bir malzeme ortamının yokluğunda da gerçekleşebilmesidir. elektromanyetik radyasyonun yayılması.
Opak bir cismin yüzeyine radyan ısı transferi sürecinde gelen ve gelen radyasyon akışının Qdüşüş değeri ile karakterize edilen radyan enerji, vücut tarafından kısmen emilir ve kısmen yüzeyinden yansıtılır (bkz. Şekil).
Absorbe edilen radyasyon Qabs akışı, şu ilişki ile belirlenir:
Qabs \u003d Bir Qpad, (20)
burada A vücudun emme kapasitesidir. Opak bir vücut için olması nedeniyle
Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)
Qotr, vücudun yüzeyinden yansıyan radyasyon akışı olduğunda, bu son değer şuna eşittir:
Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)
burada 1 - A \u003d R, vücudun yansıtıcılığıdır. Bir cismin soğurma kapasitesi 1 ve dolayısıyla yansıtma gücü 0 ise, yani cisim üzerine gelen tüm enerjiyi soğuruyorsa buna mutlak siyah cisim denir.Sıcaklığı mutlak sıfırdan farklı olan herhangi bir cisim enerji yayar. vücudun ısınması nedeniyle. Bu radyasyona vücudun kendi radyasyonu denir ve kendi radyasyonunun akışı Qe ile karakterize edilir. Vücut yüzeyinin bir birimi ile ilgili kendi kendine radyasyon, kendi radyasyonunun akı yoğunluğu veya vücudun emisyonu olarak adlandırılır. İkincisi, Stefan-Boltzmann radyasyon yasasına göre, vücudun sıcaklığıyla dördüncü güce orantılıdır. Bir cismin emisyonunun aynı sıcaklıkta tamamen siyah bir cismin emisyonuna oranına siyahlık derecesi denir. Tüm cisimler için siyahlık derecesi 1'den azdır. Bazı cisimler için radyasyonun dalga boyuna bağlı değilse, böyle bir cisme gri denir. Gri bir cismin radyasyon enerjisinin dalga boyları üzerindeki dağılımının doğası, kesinlikle siyah bir cisminkiyle aynıdır, yani Planck'ın radyasyon yasası ile tanımlanır. Gri bir cismin siyahlık derecesi, emme kapasitesine eşittir.
Sisteme giren herhangi bir cismin yüzeyi, yansıyan radyasyon Qotr ve kendi radyasyonu Qcob akılarını yayar; vücut yüzeyinden ayrılan toplam enerji miktarı, etkin radyasyon akışı Qeff olarak adlandırılır ve şu bağıntı ile belirlenir:
Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)
Vücut tarafından emilen enerjinin bir kısmı sisteme kendi radyasyonu şeklinde geri döner, bu nedenle radyan ısı transferinin sonucu, kendi ve emilen radyasyonun akıları arasındaki fark olarak temsil edilebilir. Değer
Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)
ortaya çıkan radyasyon akısı denir ve bir cismin radyan ısı transferi sonucunda birim zamanda ne kadar enerji aldığını veya kaybettiğini gösterir. Ortaya çıkan radyasyon akısı ayrıca şu şekilde ifade edilebilir:
Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)
yani, toplam tüketim ile radyan enerjinin vücut yüzeyine toplam gelişi arasındaki fark olarak. Bu nedenle, verilen
Qpad = (Qcob - Qpez) / bir, (26)
radyan ısı transferi hesaplamalarında yaygın olarak kullanılan bir ifade elde ederiz:
Radyan ısı transferi hesaplamalarının görevi, kural olarak, tüm bu yüzeylerin sıcaklıkları ve optik özellikleri biliniyorsa, belirli bir sisteme dahil olan tüm yüzeylerde ortaya çıkan radyasyon akılarını bulmaktır. Bu problemi çözmek için, son ilişkiye ek olarak, belirli bir yüzeydeki Qinc akı ile radyan ısı değişim sistemine dahil tüm yüzeylerdeki Qeff akıları arasındaki ilişkiyi bulmak gerekir. Bu ilişkiyi bulmak için, radyan ısı değişim sistemine dahil olan belirli bir yüzeyin yarım küre (yani, yarım küre içinde her yöne yayılan) radyasyonunun hangi kısmının düştüğünü gösteren ortalama açısal radyasyon katsayısı kavramı kullanılır. bu yüzey. Bu nedenle, ışınımsal ısı değişim sistemine dahil olan herhangi bir yüzey üzerindeki akı Qdüşüş, tüm yüzeylerin (içbükey ise verilen de dahil olmak üzere) ürünlerinin Qeff ve karşılık gelen açısal radyasyon katsayılarının toplamı olarak tanımlanır.
Yaklaşık 1000 °C ve üzerindeki sıcaklıklarda meydana gelen ısı transferi süreçlerinde radyan ısı transferi önemli bir rol oynar. Teknolojinin çeşitli alanlarında yaygın olarak kullanılmaktadır: metalurji, termik enerji mühendisliği, nükleer enerji mühendisliği, roket teknolojisi, kimyasal teknoloji, kurutma teknolojisi, güneş teknolojisi.
İlk önce dünya yüzeyinin termal koşullarını ve toprak ve su kütlelerinin en üst katmanlarını ele alalım. Bu gereklidir, çünkü atmosferin alt katmanları en çok toprağın ve suyun üst katmanları ile ışımalı ve ışımalı olmayan ısı alışverişi yoluyla ısıtılır ve soğutulur. Bu nedenle atmosferin alt katmanlarındaki sıcaklık değişimleri öncelikle dünya yüzeyinin sıcaklığındaki değişimler tarafından belirlenir ve bu değişimleri takip eder.
Dünyanın yüzeyi, yani. toprak veya su yüzeyi (ve bitki örtüsü, kar, buz örtüsü), sürekli ve farklı şekillerde ısı alır ve kaybeder. Dünyanın yüzeyi aracılığıyla, ısı yukarı doğru - atmosfere ve aşağı doğru - toprağa veya suya aktarılır.
İlk olarak, atmosferin toplam radyasyonu ve karşı radyasyonu dünya yüzeyine girer. Yüzey tarafından daha fazla veya daha az oranda emilirler, yani. toprağın ve suyun üst katmanlarını ısıtmak için kullanılır. Aynı zamanda, dünyanın yüzeyinin kendisi yayılır ve böylece ısı kaybeder.
İkincisi, ısı, türbülanslı ısı iletimi yoluyla atmosferden yukarıdan yeryüzüne gelir. Aynı şekilde, ısı dünya yüzeyinden atmosfere kaçar. İletim yoluyla, ısı ayrıca yeryüzünün yüzeyini toprağa ve suya bırakır veya toprağın ve suyun derinliklerinden yeryüzüne gelir.
Üçüncüsü, dünya yüzeyi, su buharı havadan yoğuştuğunda ısı alır veya su ondan buharlaştığında ısı kaybeder. İlk durumda, gizli ısı açığa çıkar; ikinci durumda, ısı gizli bir duruma geçer.
Daha az önemli süreçler üzerinde durmayacağız (örneğin, yüzeyde yatan karın erimesi için ısı harcaması veya ısının yağış suyuyla birlikte toprağın derinliklerine yayılması).
Dünyanın yüzeyinin idealize edildiğini varsayalım. geometrik yüzey, kalınlığı olmayan, bu nedenle ısı kapasitesi sıfıra eşittir. O halde, herhangi bir zaman diliminde, aynı anda yukarıdan ve aşağıdan aldığı ısı miktarının aynı miktarda yeryüzünün yüzeyinden yukarı ve aşağı gideceği açıktır. Doğal olarak, yüzeyi değil, dünya yüzeyinin bir katmanını düşünürsek, gelen ve giden ısı akılarının eşitliği olmayabilir. Bu durumda, enerjinin korunumu yasasına göre, giden akışlar üzerinden gelen ısı akışlarının fazlası, bu katmanı ısıtmak ve tersi durumda soğutmak için kullanılacaktır.
Bu nedenle, dünya yüzeyindeki tüm gelir ve ısı giderlerinin cebirsel toplamı sıfıra eşit olmalıdır - bu, dünya yüzeyinin ısı dengesinin denklemidir. Isı dengesi denklemini yazmak için, soğurulan radyasyonu ve etkin radyasyonu radyasyon dengesine birleştiririz:
B = (S günah h + D)(1 – A) – E s .
Havadan ısının gelmesi veya ısı iletimi ile havaya bırakılması harf ile gösterilir. R. Daha derin toprak veya su katmanları ile ısı alışverişi ile aynı gelir veya tüketim G ile gösterilecektir. Buharlaşma sırasında ısı kaybı veya yoğunlaşma sırasında yeryüzüne ulaşması ile gösterilecektir. LE, nerede L buharlaşmanın özgül ısısı ve E buharlaştırılmış veya yoğunlaşmış suyun kütlesidir. Bir bileşeni daha hatırlayalım - fotosentetik süreçlere harcanan enerji - PAR, diğerlerine kıyasla çok küçüktür, bu nedenle çoğu durumda denklemde belirtilmez. Daha sonra dünya yüzeyinin ısı dengesi denklemi şu şekli alır:
AT+ R+ G + LE + Q PAR = 0 veya AT+ R+ G + LE = 0
Denklemin anlamının, dünya yüzeyindeki ışınım dengesinin ışınımsız ısı aktarımı ile dengelenmesi olduğu da belirtilebilir.
Isı dengesi denklemi, çok yıllık bir dönem de dahil olmak üzere herhangi bir zaman için geçerlidir.
Dünya yüzeyinin ısı dengesinin sıfır olması, yüzey sıcaklığının değişmediği anlamına gelmez. Isı transferi aşağıya doğru yönlendirilirse, yüzeye yukarıdan gelen ve onu derinlerde bırakan ısı, büyük ölçüde en üstteki toprak veya su tabakasında - sözde aktif tabakada - kalır. Bu tabakanın sıcaklığı dolayısıyla dünya yüzeyinin sıcaklığı da artar. Isı, dünyanın yüzeyinden aşağıdan yukarıya, atmosfere aktarıldığında, öncelikle aktif katmandan ısı kaçar ve bunun sonucunda yüzey sıcaklığı düşer.
Günden güne ve yıldan yıla, aktif tabakanın ortalama sıcaklığı ve herhangi bir yerdeki dünya yüzeyi çok az değişir. Bu, gün içinde toprağın veya suyun derinliklerine giren ısının gece olduğu kadar ısı girdiği anlamına gelir. Yaz günü, aşağıdan gelenden daha fazla ısı düştüğü için, toprak ve su katmanları ve yüzeyleri gün geçtikçe ısınır. Kışın, ters işlem gerçekleşir. Toprak ve sudaki ısı girdisi ve çıktısındaki mevsimsel değişiklikler yıl içinde neredeyse dengelenir ve dünya yüzeyinin ve aktif katmanın yıllık ortalama sıcaklığı yıldan yıla çok az değişir.
Toprağın yüzey katmanları ile su havzalarının üst katmanlarının ısıtma ve termal özelliklerinde keskin farklılıklar vardır. Toprakta ısı, moleküler ısı iletimi ile dikey olarak ve hafif hareket eden suda, ayrıca su katmanlarının türbülanslı karışımı ile çok daha verimli bir şekilde yayılır. Su kütlelerindeki türbülans, öncelikle dalgalar ve akıntılardan kaynaklanır. Geceleri ve soğuk mevsimde, termal konveksiyon bu tür bir türbülansa katılır: yüzeyde soğutulan su, artan yoğunluk nedeniyle alçalır ve yerini daha fazla su alır. ılık su alt katmanlardan. Okyanuslarda ve denizlerde buharlaşma, katmanların karışmasında ve bununla ilişkili ısı transferinde de rol oynar. Deniz yüzeyinden önemli ölçüde buharlaşma ile, suyun üst tabakası daha tuzlu hale gelir ve bu nedenle daha yoğun hale gelir, bunun sonucunda su yüzeyden derinliklere doğru batar. Ayrıca radyasyon toprağa kıyasla suya daha derin nüfuz eder. Son olarak, suyun ısı kapasitesi toprağınkinden daha büyüktür ve aynı miktarda ısı, bir su kütlesini aynı toprak kütlesinden daha düşük bir sıcaklığa ısıtır.
Sonuç olarak, sudaki günlük sıcaklık dalgalanmaları, yaklaşık onlarca metre derinliğe ve toprakta - bir metreden daha azına kadar uzanır. Sudaki yıllık sıcaklık dalgalanmaları yüzlerce metre derinliğe ve toprakta - sadece 10-20 m.
Böylece, gündüz ve yaz aylarında suyun yüzeyine gelen ısı, hatırı sayılır bir derinliğe nüfuz eder ve suyun büyük bir bölümünü ısıtır. Üst katmanın ve suyun yüzeyinin sıcaklığı aynı anda çok az yükselir. Toprakta, gelen ısı çok sıcak olan ince bir üst tabakada dağılır. Üye Gısı dengesi denkleminde su için topraktan çok daha büyüktür ve P buna bağlı olarak daha az.
Gece ve kışın su, yüzey katmanından ısı kaybeder, bunun yerine alttaki katmanlardan biriken ısı gelir. Bu nedenle, suyun yüzeyindeki sıcaklık yavaş yavaş düşer. Toprak yüzeyinde, ısı transferi sırasında sıcaklık hızla düşer: İnce üst tabakada biriken ısı hızla onu terk eder ve alttan yenilenmeden ayrılır.
Sonuç olarak, gündüz ve yaz aylarında toprak yüzeyindeki sıcaklık, su yüzeyindeki sıcaklıktan daha yüksektir; geceleri ve kışın daha düşük. Bu, toprak yüzeyindeki günlük ve yıllık sıcaklık dalgalanmalarının su yüzeyinden daha büyük ve çok daha büyük olduğu anlamına gelir.
Isı dağılımındaki bu farklılıklar nedeniyle, su havzası, sıcak mevsimde yeterince kalın bir su tabakasında büyük miktarda ısı biriktirir ve bu, soğuk mevsimde atmosfere salınır. Sıcak mevsimde toprak, gündüz aldığı ısının çoğunu gece verir ve kışın çok azını biriktirir. Sonuç olarak, deniz üzerindeki hava sıcaklığı karaya göre yazın daha düşük, kışın daha yüksektir.
| İçindekiler |
|---|
| Klimatoloji ve meteoroloji |
| DİDAKTİK PLAN |
| Meteoroloji ve klimatoloji |
| Atmosfer, hava, iklim |
| Meteorolojik gözlemler |
| Kartların uygulanması |
| Meteoroloji Servisi ve Dünya Meteoroloji Örgütü (WMO) |
| İklim oluşturan süreçler |
| astronomik faktörler |
| jeofizik faktörler |
| meteorolojik faktörler |
| Güneş radyasyonu hakkında |
| Dünyanın termal ve ışınımsal dengesi |
| doğrudan güneş radyasyonu |
| Atmosferdeki ve dünya yüzeyindeki güneş radyasyonundaki değişiklikler |
| Radyasyon Saçılma Olayları |
| Toplam radyasyon, yansıyan güneş radyasyonu, soğurulan radyasyon, PAR, Dünya'nın albedosu |
| Dünya yüzeyinin radyasyonu |
| Karşı radyasyon veya karşı radyasyon |
| Dünya yüzeyinin radyasyon dengesi |
| Radyasyon dengesinin coğrafi dağılımı |
| Atmosferik basınç ve barik alan |
| basınç sistemleri |
| basınç dalgalanmaları |
| Barik gradyan nedeniyle hava ivmesi |
| Dünyanın dönüşünün saptırıcı kuvveti |
| Jeostrofik ve eğimli rüzgar |
| barik rüzgar yasası |
| Atmosferdeki cepheler |
| Atmosferin termal rejimi |
| Dünya yüzeyinin termal dengesi |
| Toprak yüzeyindeki günlük ve yıllık sıcaklık değişimi |
| Hava kütlesi sıcaklıkları |
| Hava sıcaklığının yıllık genliği |
| karasal iklim |
| Bulut örtüsü ve yağış |
| Buharlaşma ve doygunluk |
| Nem |
| Hava neminin coğrafi dağılımı |
| atmosferik yoğuşma |
| Bulutlar |
| Uluslararası bulut sınıflandırması |
| Bulutluluk, günlük ve yıllık değişimi |
| Bulutlardan yağış (yağış sınıflandırması) |
| Yağış rejiminin özellikleri |
| Yıllık yağış seyri |
| Kar örtüsünün iklimsel önemi |
| atmosfer kimyası |
| Dünya atmosferinin kimyasal bileşimi |
| Bulutların kimyasal bileşimi |
| Yağışın kimyasal bileşimi |
Dünyanın, atmosferin ve yeryüzünün ısı dengesi Uzun bir süre boyunca ısı dengesi sıfırdır, yani Dünya ısıl dengededir. I - kısa dalga radyasyonu, II - uzun dalga radyasyonu, III - radyasyonsuz değişim.
Elektromanyetik Radyasyon Radyasyon veya radyasyon, maddeden başka bir madde şeklidir. Radyasyonun özel bir durumu, görünür ışıktır; ancak radyasyon ayrıca gözle algılanmayan gama ışınlarını, x-ışınlarını, ultraviyole ve kızılötesi radyasyonu, televizyon dalgaları dahil radyo dalgalarını da içerir.
özellikleri elektromanyetik dalgalar Radyasyon, yaklaşık 300.000 km/s'lik bir boşlukta ışık hızıyla m elektromanyetik dalgalar şeklinde yayıcı kaynaktan her yöne yayılır. Dalga boyu, bitişik maksimumlar (veya minimumlar) arasındaki mesafedir. m Salınım frekansı, saniyedeki salınım sayısıdır.
Dalga boyları Ultraviyole radyasyon - 0,01 ila 0,39 mikron arası dalga boyu. Görünmezdir, yani gözle algılanmaz. Göz tarafından algılanan görünür ışık, dalga boyları 0,40 0,76 mikron. 0.40 µm civarındaki dalgalar mor, 0.76 µm civarındaki dalgalar kırmızıdır. 0.40 ile 0.76 mikron arası, görünür spektrumdaki tüm renklerin ışığıdır. Kızılötesi radyasyon - > 0.76 mikron ve birkaç yüz mikrona kadar olan dalgalar insan gözüyle görülmez. Meteorolojide kısa dalga ve uzun dalga radyasyonu ayırt etmek gelenekseldir. Kısa dalga, 0,1 ila 4 mikron dalga boyu aralığında radyasyon olarak adlandırılır. P
Dalga boyları Beyaz ışık bir prizma tarafından sürekli bir spektruma ayrıştırıldığında, içindeki renkler yavaş yavaş birbirine geçer. Belirli dalga boyları (nm) sınırları dahilinde radyasyonun aşağıdaki renklere sahip olduğu genel olarak kabul edilir: 390-440 - menekşe 440-480 mavi 480-510 - mavi 510-550 - yeşil 550-575 sarı-yeşil 575-585 sarı 585- 620 - turuncu 630-770 - kırmızı
Dalga boyu algısı İnsan gözü, yaklaşık 555 nm dalga boyuna sahip sarı-yeşil radyasyona en duyarlıdır. Üç radyasyon bölgesi vardır: mavi-mor (dalga boyu 400-490 nm), yeşil (uzunluk 490-570 nm) kırmızı (uzunluk 580-720 nm). Bu spektral bölgeler aynı zamanda gözün alıcılarının baskın spektral hassasiyet bölgeleri ve üç renkli fotoğraf filmi katmanıdır.
GÜNEŞ RADYASYONUNUN ATMOSFERDE SORGULANMASI Doğrudan güneş radyasyonunun yaklaşık %23'ü atmosferde emilir. e Soğurma seçicidir: farklı gazlar, spektrumun farklı bölümlerinde ve farklı derecelerde radyasyonu emer. Azot, spektrumun ultraviyole kısmında R çok küçük dalga boylarını emer. Spektrumun bu bölümünde güneş radyasyonunun enerjisi tamamen ihmal edilebilir, bu nedenle azot tarafından absorpsiyonun güneş radyasyonunun akışı üzerinde pratikte hiçbir etkisi yoktur. Oksijen, spektrumun görünür bölümünün iki dar bölümünde ve ultraviyole bölümünde daha fazla, ama aynı zamanda çok az emer. Ozon, ultraviyole ve görünür güneş radyasyonunu emer. Atmosferde çok az miktarda bulunur, ancak atmosferin üst katmanlarında ultraviyole radyasyonu o kadar güçlü bir şekilde emer ki, dünya yüzeyine yakın güneş spektrumunda 0.29 mikrondan daha kısa dalgalar hiç görülmez. Güneş radyasyonunun ozon tarafından emilmesi, doğrudan güneş radyasyonunun %3'üne ulaşır.
ATMOSFERDE GÜNEŞ RADYASYONUNUN Soğurulması CO2, kızılötesi spektrumda güçlü bir şekilde emilir, ancak atmosferdeki içeriği çok küçüktür, bu nedenle doğrudan güneş radyasyonu absorpsiyonu genellikle küçüktür. Su buharı, troposferde yoğunlaşan radyasyonun ana emicisidir. Spektrumun görünür ve yakın kızılötesi bölgelerindeki radyasyonu emer. Bulutlar ve atmosferik kirlilikler (aerosol parçacıkları), kirliliklerin bileşimine bağlı olarak spektrumun farklı bölümlerinde güneş ışınımını emer. Su buharı ve aerosoller radyasyonun yaklaşık %15'ini emer, %5'ini bulutlar.
Dünyanın ısı dengesi Saçılan radyasyon atmosferden geçer ve gaz molekülleri tarafından saçılır. Bu tür radyasyon, kutup enlemlerinde %70 ve tropiklerde %30'dur.
Dünyanın ısı dengesi saçılan radyasyonun %38'i uzaya geri döner. Gökyüzüne mavi rengi verir ve gün batımından önce ve sonra ışığı yayar.
Dünyanın ısı dengesi Doğrudan + yayılma = toplam R %4 atmosfer tarafından yansıtılır %10 dünya yüzeyinden yansıtılır %20 dönüştürülür Termal enerji%24'ü hava ısıtmasına harcanıyor Atmosferdeki toplam ısı kaybı, toplamın %58'i kadar
Hava adveksiyonu Havanın yatay yönde hareketi. Adveksiyon hakkında konuşabiliriz: hava kütleleri, ısı, su buharı, hareket momenti, hız girdabı vb. Adveksiyonun bir sonucu olarak ortaya çıkan atmosferik olaylara advektif denir: advektif sisler, advektif gök gürültülü fırtınalar, advektif donlar, vb.
ALBEDO 1. Geniş anlamda, yüzeyin yansıtıcılığı: su, bitki örtüsü (orman, bozkır), ekilebilir arazi, bulutlar vb. Örneğin, orman taçlarının Albedo'su %10 - 15, çimen - %20 - 25, kum - %30 - 35, yeni yağan kar - %50 - 75 veya daha fazla. 2. Dünyanın Albedo'su - atmosferle birlikte dünya tarafından yansıtılan güneş radyasyonunun yüzdesi, atmosferin sınırına gelen güneş radyasyonuna geri dünya alanına. A= O/P Radyasyonun Dünya'dan dönüşü, dünya yüzeyinden yansıma ve uzun dalga radyasyon bulutları ile atmosfer tarafından doğrudan kısa dalga radyasyon saçılması ile gerçekleşir. Kar yüzeyi en yüksek yansıtma özelliğine sahiptir (%85). Dünyanın albedosu yaklaşık %42
Tersine çevirmenin sonuçları Normal konveksiyon süreci durduğunda, atmosferin alt tabakası kirlenir Şanghay şehrinde kış dumanı, havanın dikey dağılımının sınırı açıkça görülebilir
Sıcaklık inversiyonu Soğuk havanın batması, atmosferde sabit bir durum yaratır. Bacadan çıkan duman, inen hava kütlesini yenemez.
Basınç inme atmosferik hava. 760 mm tr. Sanat. = 1033 g Pa Atmosfer basıncının günlük değişimi
Atmosferdeki su Toplam hacim 12 - 13 bin km3 su buharıdır. Okyanus yüzeyinden buharlaşma %86 Kıtaların yüzeyinden buharlaşma %14 Su buharı miktarı yükseklikle azalır, ancak bu işlemin yoğunluğu şunlara bağlıdır: yüzey sıcaklığı ve nem, rüzgar hızı ve atmosfer basıncı
Atmosferik Nem Özellikleri Hava nemi, havadaki su buharı miktarıdır. Mutlak hava nemi - 1 m3 hava veya basıncı (mm Hg) başına su buharı içeriği (g) Bağıl nem - havanın su buharı ile doyma derecesi (%)
Atmosferik Nem Özellikleri Maksimum nem doygunluğu, belirli bir sıcaklıkta havadaki su buharı içeriğinin sınırıdır. Çiy noktası - havada bulunan su buharının onu doyurduğu sıcaklık (τ)
Atmosferik nem özellikleri Buharlaşma - belirli bir sıcaklıkta belirli bir yüzeyden gerçek buharlaşma Buharlaşma - belirli bir sıcaklıkta mümkün olan maksimum buharlaşma
Atmosferik Nem Özellikleri Buharlaşma, su yüzeyindeki evapotranspirasyona eşittir ve karada çok daha azdır. Yüksek sıcaklıklarda mutlak nem artar, yeterli su yoksa bağıl nem aynı kalır.
Atmosferik Nem Özellikleri Soğuk havada, düşük mutlak neme sahip bağıl nem %100'e ulaşabilir. Çiy noktasına ulaşıldığında yağış düşer. Soğuk iklimlerde, çok düşük bağıl nemde bile.
Hava nemindeki değişikliklerin nedenleri 1. BÖLGESELLİK Mutlak nem, ekvatordan (20 - 30 mm) kutuplara (1 - 2 mm) doğru azalır. Bağıl nem az değişir (%70 - 80).
Hava nemindeki değişikliklerin nedenleri 2. Mutlak nemin yıllık seyri, sıcaklıkların seyrine karşılık gelir: ne kadar sıcaksa, o kadar yüksek
BULUTLARIN ULUSLARARASI SINIFLANDIRILMASI Bulutlar, özelliklerine göre 10 ana forma (cins) ayrılır. görünüm. Ana cinste: türler, çeşitler ve diğer özellikler; ara formların yanı sıra. g Bulutluluk noktalarla ölçülür: 0 - bulutsuz; 10 - gökyüzü tamamen bulutlarla kaplıdır.
ULUSLARARASI BULUT SINIFLANDIRMASI Bulut türleri Rus adı Latince adı I Cirrus (Ci) II Cirrocumulus (Cc) III Cirrostratus (Cs) IV Altocumulus (Ac) V Altostratus (As) VI Nimbostratus (Ns) VII Stratocumulus ( Sc) VIII Stratus Stratus (St) IX Cumulus Cumulus (Cu) X Cumulonimbus Cumulonimbus (Cb) Sahne yüksekliği H = 7 – 18 km H = 2 – 8 km H = 2 km'ye kadar
Alt katmanın bulutları. Stratostratus bulutları, Altostratus ile aynı kökene sahiptir. Ancak, katmanları birkaç kilometredir. Bu bulutlar alt, orta ve genellikle üst katmanlardadır. Üst kısımda küçük damlalar ve kar tanelerinden oluşurlar, alt kısımda büyük damlalar ve kar taneleri içerebilirler. Bu nedenle, bu bulutların katmanı koyu gri bir renge sahiptir. Güneş ve ay onun içinden parlamaz. Kural olarak, bulutlu yağmur veya kar, stratocinimbus bulutlarından düşerek dünyanın yüzeyine ulaşır.
Orta seviye bulutlar Altocumulus bulutları, beyaz veya gri (veya her ikisi) olan bulut katmanları veya sırtlarıdır. Bunlar, güneşi az çok kapatan oldukça ince bulutlardır. Katmanlar veya çıkıntılar, genellikle sıralar halinde düzenlenmiş düz miller, diskler, plakalardan oluşur. İçlerinde optik fenomenler ortaya çıkıyor - taçlar, yanardönerlik - güneşe yönelik bulutların kenarlarının yanardöner rengi. Irisa, altokümülüs bulutlarının, genellikle aşırı soğutulmuş çok küçük, tek biçimli damlacıklardan oluştuğunu belirtir.
Orta seviye bulutlar Bulutlardaki optik olaylar Altocumulus Bulutlar Bulutlardaki taçlar Bulut yanardönerlik Halo
Üst Bulutlar Troosferdeki en yüksek bulutlardır, en düşük sıcaklıklarda oluşurlar ve buz kristallerinden oluşurlar, beyaz, yarı saydam ve çok az güneş ışığı alırlar.
Bulutların faz bileşimi Sadece damlalardan oluşan su (damlacık) bulutları. Sadece pozitif sıcaklıklarda değil, negatif sıcaklıklarda da (-100 C ve altı) bulunabilirler. Bu durumda, damlacıklar, atmosferik koşullar altında oldukça olağan olan aşırı soğutulmuş bir durumdadır. c Aşırı soğutulmuş bulutların ve buz kristallerinin bir karışımından oluşan karışık bulutlar. Kural olarak, -10 ila -40°C arasındaki sıcaklıklarda bulunabilirler. Sadece buz ve kristallerden oluşan buz (kristal) bulutlar. Kural olarak, 30°C'nin altındaki sıcaklıklarda baskındırlar.
Atmosferdeki, hidrosferdeki ve litosferin üst katmanlarındaki fiziksel, kimyasal ve biyolojik süreçlerin büyük çoğunluğu için ana enerji kaynağı güneş radyasyonu ve dolayısıyla bileşenlerin oranıdır. . bu kabuklardaki dönüşümlerini karakterize eder.
T.b. enerjinin korunumu yasasının özel formülasyonlarıdır ve Dünya yüzeyinin bir bölümü (dünya yüzeyinin T.b.) için derlenir; atmosferden geçen dikey bir kolon için (T. b. atmosfer); atmosferden ve litosferin üst katmanlarından geçen böyle bir sütun için hidrosfer (T. b. Dünya-atmosfer sistemi).
T.b. dünyanın yüzeyi: R + P + F0 + LE = 0, dünya yüzeyinin bir öğesi ile onu çevreleyen uzay arasındaki enerji akışlarının cebirsel toplamıdır. Bu akımlar, soğurulan kısa dalgalı güneş ışınımı ile dünya yüzeyinden gelen uzun dalgalı etkili ışınım arasındaki radyasyonu (veya artık radyasyonu) R - içerir. Pozitif veya negatif radyasyon dengesi, birkaç ısı akısı ile dengelenir. Dünyanın yüzeyi genellikle hava sıcaklığına eşit olmadığından, alttaki yüzey ile atmosfer arasında ısı oluşur. Benzer bir ısı akışı F0, dünyanın yüzeyi ile litosfer veya hidrosferin daha derin katmanları arasında gözlenir. Aynı zamanda, topraktaki ısı akısı moleküler termal iletkenlik ile belirlenirken, su kütlelerinde olduğu gibi, az çok türbülanslıdır. Rezervuarın yüzeyi ile daha derin katmanları arasındaki ısı akısı F0, belirli bir süre boyunca rezervuarın ısı içeriğindeki değişime ve rezervuardaki akımlar tarafından ısı transferine sayısal olarak eşittir. T. b. dünyanın yüzeyi genellikle, buharlaşma ısısı L başına buharlaşan suyun kütlesi E olarak tanımlanan LE başına ısıya sahiptir. LE'nin değeri, dünya yüzeyinin nemlenmesine, sıcaklığına, hava nemine ve türbülanslı ısının yoğunluğuna bağlıdır. suyun dünya yüzeyinden atmosfere transferini belirleyen yüzey hava tabakasında transfer.
Denklem T.b. atmosferde: Ra + Lr + P + Fa = DW.
T.b. atmosfer, radyasyon dengesi Ra'dan oluşur; atmosferdeki suyun faz dönüşümleri sırasında ısı girdisi veya çıktısı Lr (r - yağış); atmosferin dünya yüzeyiyle olan türbülanslı ısı alışverişi nedeniyle ısı P'nin gelişi veya tüketimi; Sıralı atmosferik hareketler ve makrotürbülans ile bağlantılı olarak kolonun dikey duvarları boyunca ısı alışverişinin neden olduğu ısı kazancı veya kaybı Fa. Ayrıca denklemde T. b. atmosfer, sütun içindeki ısı içeriğindeki değişime eşit olarak DW'ye girer.
Denklem T.b. sistemler Dünya - atmosfer, T denklemlerinin terimlerinin cebirsel toplamına karşılık gelir. b. Dünya yüzeyi ve atmosfer. T.b'nin bileşenleri Dünyanın çeşitli bölgeleri için dünyanın yüzeyi ve atmosferi, meteorolojik gözlemlerle (aktinometrik istasyonlarda, gökyüzündeki özel istasyonlarda ve Dünya'nın meteorolojik uydularında) veya klimatolojik hesaplamalarla belirlenir.
T'nin bileşenlerinin enlem değerleri. b. okyanuslar, kara ve Dünya için dünya yüzeyi ve T. b. atmosferler Tablo 1, 2'de verilmiştir, burada T. b. ısının gelişine karşılık geliyorsa pozitif olarak kabul edilir. Bu tablolar ortalama yıllık koşullara atıfta bulunduğundan, atmosferin ısı içeriğindeki ve litosferin üst katmanlarındaki değişiklikleri karakterize eden terimleri içermez, çünkü bu koşullar için sıfıra yakındır.
Dünya için atmosferle birlikte T. b. tarihinde sunulmuştur. Atmosferin dış sınırının birim yüzeyi, ortalama olarak yaklaşık 250 kcal / cm2'ye eşit bir güneş radyasyonu akışı alır, bunun yaklaşık ¾ dünyaya yansıtılır ve yılda 167 kcal / cm2 Dünya tarafından emilir. (ok Qs pilav.). Dünya yüzeyi yılda 126 kcal/cm2'ye eşit kısa dalga radyasyonuna ulaşır; Bu miktarın yılda 18 kcal/cm2'si yansıtılır ve yılda 108 kcal/cm2'si dünya yüzeyi tarafından emilir (ok Q). Atmosfer yılda 59 kcal/cm2 kısa dalga radyasyonu emer, yani dünyanınkinden çok daha az. Dünya yüzeyinin efektif uzun dalga boyu yılda 36 kcal/cm2'dir (ok I), dolayısıyla dünya yüzeyinin radyasyon dengesi yılda 72 kcal/cm2'dir. Dünya'nın dünya uzayına uzun dalga radyasyonu yılda 167 kcal/cm2'ye eşittir (ok Is). Böylece, Dünya yüzeyi yılda yaklaşık 72 kcal/cm2 radyan enerji alır, bu kısmen suyun buharlaşması için harcanır (LE dairesi) ve kısmen türbülanslı ısı transferi yoluyla atmosfere geri döner (ok P).
Sekme. 1. - Dünya yüzeyinin ısı dengesi, kcal/cm2 yıl
derece
dünya ortalaması
R Religion
R Religion
😀R Religions
70-60 kuzey enlemi
0-10 güney enlemi
bir bütün olarak dünya
23-══33═══-16════26
29-══39═══-16════26
51-══53═══-14════16
83-══86═══-13════16
113-105═══- 9═══════1
119-══99═══- 6═-14
115-══80═══- 4═-31
115-══84═══- 4═-27
113-104═══-5════-4
101-100═══- 7══════6
82-══80═══-9═══════7
57-══55═══-9═══════7
28-══31═══-8══════11
82-══74═══-8═══════0
20═══-14══- 6
30═══-19══-11
45═══-24══-21
60═══-23══-37
69═══-20══-49
71═══-29══-42
72═══-48══-24
72═══-50══-22
73═══-41══-32
70═══-28══-42
62═══-28══-34
41═══-21══-20
31═══-20══-11
49═══-25══-24
21-20══- 9═══════8
30-28═-13═════11
48-38═-17══════7
73-59═-23══════9
96-73═-24══════1
106-81═-15═-10
105-72══- 9═-24
105-76══- 8═-21
104-90═-11═══-3
94-83═-15══════4
80-74═-12══════6
56-53══- 9══════6
28-31══- 8════11
72-60═-12══════0
T.'nin bileşenlerine ilişkin veriler. b. klimatoloji, kara hidrolojisi ve oşinolojinin birçok probleminin geliştirilmesinde kullanılır; iklim teorisinin sayısal modellerini doğrulamak ve bu modellerin uygulanmasının sonuçlarını ampirik olarak test etmek için kullanılırlar. T. b. büyük oynamak
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, toprağı ve havayı (ve suyu) ısıtmak, buharlaşmak, kar ve buzu eritmek, fotosentez, toprak oluşturma süreçleri ve kayaların aşınması için harcanır. Denge her zaman doğanın karakteristiği olduğundan, enerjinin gelişi ile tüketimi arasında eşitlik gözlenir, bu da ifade edilir. 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 ile yatay ısı transferi veya türbülanslı akış; R - dünya yüzeyinin hava ile ısı değişimi; AT - dünya yüzeyinin toprak ve kayalarla ısı değişimi; F- fotosentez için enerji tüketimi; İle- toprak oluşumu ve ayrışma için enerji tüketimi; S+q- toplam radyasyon; a- albedo; İ- 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. İçinde biriken yaklaşık 11×10 14 J/m2 enerji dağınık halde organik madde tortul kayaçlarda olduğu gibi kömür, petrol, şeyl şeklinde.
Isı dengesi denklemi, iklim koşullarının özgüllüğü ve bileşenlerin katkısı (kara, okyanus, buz oluşumu olan, donmayan alanlar, vb.) dikkate alınarak herhangi bir coğrafi alan ve zaman aralığı için türetilebilir.
Isı transferi ve dağılımı. Yüzeyden atmosfere ısı transferi üç şekilde gerçekleşir: termal radyasyon, kara ile temas halinde havanın ısıtılması veya soğutulması ve suyun buharlaşması. Atmosfere yükselen su buharı, yoğunlaşarak bulutları oluşturur veya yağış olarak düşer ve bu süreçte 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, suyun yüksek özgül ısı kapasitesi nedeniyle yıllık sıcaklık dalgalanmalarını azaltan daha fazla ısı depolar. Böylece, Dünya'da su oyunları önemli rolısı akümülatörü gibi.
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, aynı kara ısı dengesi 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, ekvator ve tropik 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 iletilmesiyle 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 şekilde gerçekleşir: birincisi, termodinamik uzamsal homojensizlikler oluşur. gezegen sistemleri rüzgarlar ve deniz akıntıları; ikinci olarak, bu gezegen sistemlerinin kendileri ısı ve nemin yeniden dağıtılmasına katılırlar. Dünya. 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 olan ısı transferi 40° enlem civarında maksimuma ulaşır ve sıfır kutuplarda.
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 albedo'su nedeniyle buz burada erimez.
Sıcaklık dağılımı.Üzerinde yatay dağılım sıcaklıklar etkiler coğrafi konum, kabartma, alttaki yüzeyin özellikleri ve malzeme bileşimi, okyanus akıntıları sistemleri ve yüzey 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, °С(S. Neshiba, 1991'e göre). Gölgeli alanlar, yüzey suyunun okyanus ortalamasından daha sıcak olduğu alanlardır. 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)