Diagramm der atmosphärischen Wärmebilanz. Gleichung des Wärmehaushalts der Erdoberfläche. Das Konzept des thermobaren Feldes der Erde

Wärmebilanz k.A Die Erde weist das Verhältnis von Energiezufluss und -abfluss (Strahlung und Wärme) auf Erdoberfläche, in der Atmosphäre und im System Erde-Atmosphäre. Die Hauptenergiequelle für die überwiegende Mehrheit der physikalischen, chemischen und biologischen Prozesse in der Atmosphäre, der Hydrosphäre und den oberen Schichten der Lithosphäre ist Sonnenstrahlung, daher sind die Verteilung und das Verhältnis der Bestandteile von T. b. charakterisieren seine Transformationen in diesen Schalen.

T.b. Sie stellen besondere Formulierungen des Energieerhaltungssatzes dar und sind für einen Abschnitt der Erdoberfläche (T.b. der Erdoberfläche) zusammengestellt; für eine vertikale Säule, die durch die Atmosphäre geht (T.b.-Atmosphäre); für die gleiche Säule, die durch die Atmosphäre und die oberen Schichten der Lithosphäre oder Hydrosphäre verläuft (T. B. Erd-Atmosphäre-System).

Gleichung T.b. Erdoberfläche: R+P+F 0+L.E.= 0 stellt die algebraische Summe der Energieflüsse zwischen einem Element der Erdoberfläche und dem umgebenden Raum dar. Zu diesen Streams gehören Strahlungsbilanz (oder Reststrahlung) R- der Unterschied zwischen absorbierter kurzwelliger Sonnenstrahlung und langwelliger effektiver Strahlung von der Erdoberfläche. Ein positiver oder negativer Wert der Strahlungsbilanz wird durch mehrere Wärmeströme ausgeglichen. Da die Temperatur der Erdoberfläche normalerweise nicht der Lufttemperatur entspricht, liegt zwischen Untergrund und die Atmosphäre erzeugt einen Wärmefluss R.Ähnlicher Wärmefluss F 0 wird zwischen der Erdoberfläche und den tieferen Schichten der Lithosphäre oder Hydrosphäre beobachtet. In diesem Fall wird der Wärmefluss im Boden durch die Moleküle bestimmt Wärmeleitfähigkeit, wohingegen in Stauseen der Wärmeaustausch in der Regel mehr oder weniger turbulent ist. Wärmefluss F 0 zwischen der Oberfläche eines Reservoirs und seinen tieferen Schichten ist numerisch gleich der Änderung des Wärmeinhalts des Reservoirs über einen bestimmten Zeitraum und der Wärmeübertragung durch Strömungen im Reservoir. Wesentlicher Wert bei T. b. Die Erdoberfläche weist üblicherweise einen Wärmeverlust durch Verdunstung auf L.E. welches als Produkt der Masse des verdunsteten Wassers definiert ist E auf der Verdunstungswärme L. Größe L.E. hängt von der Befeuchtung der Erdoberfläche, ihrer Temperatur, der Luftfeuchtigkeit und der Intensität des turbulenten Wärmeaustauschs in der Oberflächenluftschicht ab, die die Übertragungsgeschwindigkeit von Wasserdampf von der Erdoberfläche in die Atmosphäre bestimmt.

Gleichung T.b. Atmosphäre hat die Form: R a+ L r+P+ F a= D W.

T.b. Die Atmosphäre setzt sich aus ihrer Strahlungsbilanz zusammen R A ; Wärmezufluss oder -abfluss L r während Phasenumwandlungen von Wasser in der Atmosphäre (g - Gesamtniederschlag); Zu- oder Abfluss von Wärme P aufgrund turbulenten Wärmeaustauschs der Atmosphäre mit der Erdoberfläche; Wärmezufluss oder -abfluss F a, verursacht durch Wärmeübertragung durch die vertikalen Wände der Säule, die mit geordneten atmosphärischen Bewegungen und Makroturbulenzen verbunden ist. Darüber hinaus in der Gleichung T. b. Atmosphäre umfasst den Begriff D W, gleich der Änderung des Wärmeinhalts innerhalb der Säule.

Gleichung T.b. Das System Erde-Atmosphäre entspricht der algebraischen Summe der Terme der T. b.-Gleichungen. Erdoberfläche und Atmosphäre. Bestandteile von T. b. Erdoberfläche und Atmosphäre für verschiedene Gebiete Globus ermittelt durch meteorologische Beobachtungen (an aktinometrischen Stationen, an speziellen meteorologischen Stationen, auf meteorologischen Satelliten der Erde) oder durch klimatologische Berechnungen.

Durchschnittliche Breitenwerte der Komponenten von T. b. die Erdoberfläche für die Ozeane, Land und Erde und T. b. Atmosphäre sind in den Tabellen 1, 2 angegeben, wo die Werte der Terme von T. b. gelten als positiv, wenn sie dem Eintreffen von Wärme entsprechen. Da sich diese Tabellen auf durchschnittliche jährliche Bedingungen beziehen, enthalten sie keine Begriffe, die Änderungen im Wärmegehalt der Atmosphäre und der oberen Schichten der Lithosphäre charakterisieren, da sie für diese Bedingungen nahe Null liegen.

Für die Erde als Planet gilt zusammen mit der Atmosphäre das T. b.-Schema. in Abb. dargestellt. Eine Oberflächeneinheit der äußeren Grenze der Atmosphäre empfängt einen Sonnenstrahlungsfluss, der durchschnittlich etwa 250 entspricht kcal/cm 2 pro Jahr, von denen etwa 167 in den Weltraum reflektiert werden kcal/cm 2 pro Jahr werden von der Erde absorbiert (Pfeil). Q Es geht weiter Reis. ). Kurzwellige Strahlung erreicht die Erdoberfläche mit einer Stärke von 126 kcal/cm 2 pro Jahr; 18 kcal/cm 2 pro Jahr wird dieser Betrag berücksichtigt, und zwar 108 kcal/cm 2 pro Jahr wird von der Erdoberfläche absorbiert (Pfeil). Q). Die Atmosphäre absorbiert 59 kcal/cm 2 pro Jahr kurzwellige Strahlung, also deutlich weniger als die Erdoberfläche. Die effektive langwellige Strahlung der Erdoberfläche beträgt 36 kcal/cm 2 pro Jahr (Pfeil ICH), daher beträgt die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche 72 kcal/cm 2 pro Jahr. Die langwellige Strahlung von der Erde in den Weltraum beträgt 167 kcal/cm 2 pro Jahr (Pfeil Ist). Somit erhält die Erdoberfläche etwa 72 kcal/cm 2 pro Jahr Strahlungsenergie, die teilweise für die Wasserverdunstung aufgewendet wird (Kreis L.E.) und kehrt teilweise durch turbulente Wärmeübertragung in die Atmosphäre zurück (Pfeil R).

Tisch 1. - Wärmehaushalt der Erdoberfläche, kcal/cm 2 Jahre

Daten zu den Bestandteilen von T. b. werden bei der Entwicklung vieler Probleme in der Klimatologie, Landhydrologie und Ozeanologie verwendet; Sie dienen dazu, numerische Modelle der Klimatheorie zu untermauern und die Ergebnisse der Anwendung dieser Modelle empirisch zu überprüfen. Materialien über T. b. spielen große Rolle Bei der Erforschung des Klimawandels werden sie auch bei der Berechnung der Verdunstung von der Oberfläche verwendet Flußbecken, Seen, Meere und Ozeane, bei Studien zum Energieregime von Meeresströmungen, zur Untersuchung von Schnee- und Eisdecken, in der Pflanzenphysiologie zur Untersuchung von Transpiration und Photosynthese, in der Tierphysiologie zur Untersuchung des thermischen Regimes lebender Organismen . Daten zu T. b. wurden auch zur Untersuchung der geografischen Zoneneinteilung in den Werken des sowjetischen Geographen A. A. Grigoriev verwendet.

Tisch 2. - Wärmehaushalt der Atmosphäre, kcal/cm 2 Jahre

Zündete.: Atlas Wärmehaushalt of the Globe, hrsg. M. I. Budyko, M., 1963; Budyko M.I., Klima und Leben, L., 1971; Grigoriev A. A., Muster der Struktur und Entwicklung der geografischen Umgebung, M., 1966.

Verweilen wir zunächst bei den thermischen Bedingungen der Erdoberfläche und der obersten Bodenschichten und Stauseen. Dies ist notwendig, da die unteren Schichten der Atmosphäre am stärksten durch Strahlungs- und Nichtstrahlungswärmeaustausch mit den oberen Schichten aus Boden und Wasser erwärmt und abgekühlt werden. Daher werden Temperaturänderungen in den unteren Schichten der Atmosphäre in erster Linie durch Änderungen der Temperatur der Erdoberfläche bestimmt und folgen diesen Änderungen.

Die Erdoberfläche, also die Oberfläche von Boden oder Wasser (sowie Pflanzen-, Schnee-, Eisbedeckung), kontinuierlich verschiedene Wege gewinnt und verliert Wärme. Über die Erdoberfläche wird Wärme nach oben in die Atmosphäre und nach unten in den Boden oder das Wasser übertragen.

Zunächst treffen die Gesamtstrahlung und die Gegenstrahlung der Atmosphäre auf der Erdoberfläche ein. Sie werden mehr oder weniger von der Oberfläche absorbiert, d. h. sie erwärmen die oberen Schichten des Bodens und des Wassers. Gleichzeitig strahlt die Erdoberfläche ab und verliert gleichzeitig Wärme.

Zweitens gelangt Wärme durch Wärmeleitung von oben, aus der Atmosphäre, an die Erdoberfläche. Auf die gleiche Weise entweicht Wärme von der Erdoberfläche in die Atmosphäre. Durch Wärmeleitung gelangt Wärme auch von der Erdoberfläche in den Boden und das Wasser oder gelangt aus der Tiefe des Bodens und des Wassers an die Erdoberfläche.

Drittens erhält die Erdoberfläche Wärme, wenn Wasserdampf aus der Luft darauf kondensiert, oder verliert im Gegenteil Wärme, wenn Wasser von ihr verdunstet. Im ersten Fall wird latente Wärme freigesetzt, im zweiten Fall geht die Wärme in einen latenten Zustand über.

Zu jedem Zeitpunkt verlässt die Erdoberfläche nach oben und unten die gleiche Wärmemenge, wie sie in dieser Zeit von oben und unten aufnimmt. Andernfalls wäre der Energieerhaltungssatz nicht erfüllt: Man müsste annehmen, dass Energie auf der Erdoberfläche entsteht oder verschwindet. Es ist jedoch möglich, dass beispielsweise mehr Wärme nach oben gelangt als von oben; In diesem Fall muss die überschüssige Wärmeübertragung durch die Ankunft von Wärme aus der Tiefe des Bodens oder des Wassers an der Oberfläche gedeckt werden.

Die algebraische Summe aller Wärmezu- und -abflüsse auf der Erdoberfläche muss also gleich Null sein. Dies wird durch die Wärmebilanzgleichung der Erdoberfläche ausgedrückt.

Um diese Gleichung aufzustellen, kombinieren wir zunächst die absorbierte Strahlung und die effektive Strahlung zu einer Strahlungsbilanz.

Bezeichnen wir die Ankunft von Wärme aus der Luft oder deren Abgabe an die Luft durch Wärmeleitfähigkeit als P. Der gleiche Gewinn oder Verbrauch durch Wärmeaustausch mit tieferen Boden- oder Wasserschichten wird als A bezeichnet. Der Wärmeverlust bei der Verdunstung oder deren Die Ankunft während der Kondensation auf der Erdoberfläche wird mit LE bezeichnet, wobei L die spezifische Verdunstungswärme und E die Masse des verdampften oder kondensierten Wassers ist.

Wir können auch sagen, dass die Bedeutung der Gleichung darin besteht, dass die Strahlungsbilanz auf der Erdoberfläche durch strahlungslose Wärmeübertragung ausgeglichen wird (Abb. 5.1).

Gleichung (1) gilt für jeden Zeitraum, auch für einen mehrjährigen Zeitraum.

Aus der Tatsache, dass die Wärmebilanz der Erdoberfläche Null ist, folgt nicht, dass sich die Oberflächentemperatur nicht ändert. Wenn die Wärmeübertragung nach unten gerichtet ist, bleibt die Wärme, die von oben an die Oberfläche gelangt und von dort in die Tiefe gelangt, größtenteils in der obersten Boden- oder Wasserschicht (in der sogenannten aktiven Schicht). Die Temperatur dieser Schicht und damit die Temperatur der Erdoberfläche steigt. Im Gegenteil, wenn Wärme durch die Erdoberfläche von unten nach oben in die Atmosphäre übertragen wird, entweicht die Wärme hauptsächlich aus der aktiven Schicht, wodurch die Oberflächentemperatur sinkt.

Von Tag zu Tag und von Jahr zu Jahr ändert sich die durchschnittliche Temperatur der aktiven Schicht und der Erdoberfläche an jedem Ort kaum. Dies bedeutet, dass tagsüber fast so viel Wärme tief in den Boden oder das Wasser eindringt, wie es nachts wieder verlässt. Dennoch geht an Sommertagen etwas mehr Wärme nach unten als von unten. Daher erwärmen sich die Boden- und Wasserschichten und damit auch deren Oberfläche von Tag zu Tag. Im Winter erfolgt der umgekehrte Vorgang. Diese jahreszeitlichen Veränderungen des Wärmeflusses und -flusses im Boden und im Wasser sind über das Jahr hinweg nahezu ausgeglichen, und die durchschnittliche Jahrestemperatur der Erdoberfläche und der aktiven Schicht ändert sich von Jahr zu Jahr kaum.

Wärmehaushalt der Erde- das Verhältnis der ein- und ausgehenden Energie (Strahlung und Wärme) auf der Erdoberfläche, in der Atmosphäre und im System Erde-Atmosphäre. Die Hauptenergiequelle für die überwiegende Mehrheit der physikalischen, chemischen und biologischen Prozesse in der Atmosphäre, Hydrosphäre und in den oberen Schichten der Lithosphäre ist die Sonnenstrahlung, daher charakterisieren die Verteilung und das Verhältnis der Komponenten des Wärmehaushalts deren Umwandlungen in diesen Muscheln.

Die Wärmebilanz ist eine besondere Formulierung des Energieerhaltungssatzes und wird für einen Abschnitt der Erdoberfläche erstellt (Wärmebilanz der Erdoberfläche); für eine vertikale Säule, die durch die Atmosphäre geht (Wärmebilanz der Atmosphäre); für die gleiche Säule, die die Atmosphäre und die oberen Schichten der Lithosphäre oder Hydrosphäre durchdringt (Wärmehaushalt des Systems Erde-Atmosphäre).

Gleichung des Wärmehaushalts der Erdoberfläche:

R + P + F0 + LE = 0. (15)

stellt die algebraische Summe der Energieflüsse zwischen einem Element der Erdoberfläche und dem umgebenden Raum dar. In dieser Formel:

R – Strahlungsbilanz, die Differenz zwischen absorbierter kurzwelliger Sonnenstrahlung und langwelliger effektiver Strahlung von der Erdoberfläche.

P ist der Wärmefluss, der zwischen der darunter liegenden Oberfläche und der Atmosphäre entsteht;

F0 – zwischen der Erdoberfläche und den tieferen Schichten der Lithosphäre oder Hydrosphäre wird ein Wärmefluss beobachtet;

LE – Wärmeverbrauch für die Verdunstung, der als Produkt aus der Masse des verdampften Wassers E und der Verdampfungswärme L Wärmebilanz definiert ist

Zu diesen Flüssen gehört die Strahlungsbilanz (oder Reststrahlung) R – die Differenz zwischen absorbierter kurzwelliger Sonnenstrahlung und langwelliger effektiver Strahlung von der Erdoberfläche. Ein positiver oder negativer Wert der Strahlungsbilanz wird durch mehrere Wärmeströme ausgeglichen. Da die Temperatur der Erdoberfläche in der Regel nicht gleich der Lufttemperatur ist, entsteht zwischen der darunter liegenden Oberfläche und der Atmosphäre ein Wärmefluss P. Ein ähnlicher Wärmefluss F0 wird zwischen der Erdoberfläche und den tieferen Schichten der Lithosphäre bzw. Hydrosphäre beobachtet. Dabei wird der Wärmefluss im Boden durch die molekulare Wärmeleitfähigkeit bestimmt, während in Stauseen der Wärmeaustausch in der Regel mehr oder weniger turbulenter Natur ist. Der Wärmefluss F0 zwischen der Oberfläche eines Reservoirs und seinen tieferen Schichten ist numerisch gleich der Änderung des Wärmeinhalts des Reservoirs über einen bestimmten Zeitraum und der Wärmeübertragung durch Strömungen im Reservoir. Von wesentlicher Bedeutung im Wärmehaushalt der Erdoberfläche ist in der Regel der Wärmeverbrauch für die Verdunstung LE, der als Produkt aus der Masse des verdunsteten Wassers E und der Verdunstungswärme L definiert ist. Der Wert von LE hängt von der Befeuchtung der Erdoberfläche ab Erdoberfläche, ihre Temperatur, Luftfeuchtigkeit und die Intensität des turbulenten Wärmeaustauschs in der Oberflächenschicht der Luft, der die Geschwindigkeit der Übertragung von Wasserdampf von der Erdoberfläche in die Atmosphäre bestimmt.

Die atmosphärische Wärmebilanzgleichung hat die Form:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

wobei ΔW die Größe der Änderung des Wärmeinhalts innerhalb der vertikalen Wand der atmosphärischen Säule ist.

Die thermische Bilanz der Atmosphäre setzt sich zusammen aus ihrer Strahlungsbilanz Ra; ein- oder ausgehende Wärme Lr während Phasenumwandlungen von Wasser in der Atmosphäre (g – Gesamtniederschlag); Zu- oder Abfluss von Wärme P aufgrund turbulenten Wärmeaustauschs der Atmosphäre mit der Erdoberfläche; die Ankunft oder der Verlust von Wärme Fa, die durch den Wärmeaustausch durch die vertikalen Wände der Säule verursacht wird und mit geordneten atmosphärischen Bewegungen und Makroturbulenzen verbunden ist. Darüber hinaus enthält die atmosphärische Wärmebilanzgleichung den Term ΔW, der der Änderung des Wärmeinhalts innerhalb der Säule entspricht.

Die Wärmebilanzgleichung des Systems Erde – Atmosphäre entspricht der algebraischen Summe der Terme der Wärmebilanzgleichungen der Erdoberfläche und der Erdatmosphäre. Die Komponenten des Wärmehaushalts der Erdoberfläche und Atmosphäre für verschiedene Regionen der Erde werden durch meteorologische Beobachtungen (an aktinometrischen Stationen, an speziellen Wärmebilanzstationen, auf meteorologischen Satelliten der Erde) oder durch klimatologische Berechnungen ermittelt.

In den Tabellen sind die durchschnittlichen Breitenwerte der Komponenten des Wärmehaushalts der Erdoberfläche für Ozeane, Land und Erde sowie des Wärmehaushalts der Atmosphäre angegeben, wobei die Werte der Wärmehaushaltsglieder als positiv gelten wenn sie dem Eintreffen von Wärme entsprechen. Da sich diese Tabellen auf durchschnittliche jährliche Bedingungen beziehen, enthalten sie keine Begriffe, die Änderungen im Wärmegehalt der Atmosphäre und der oberen Schichten der Lithosphäre charakterisieren, da sie für diese Bedingungen nahe Null liegen.

Für die Erde als Planet zusammen mit der Atmosphäre ist das Wärmebilanzdiagramm in Abb. dargestellt. Eine Flächeneinheit der äußeren Grenze der Atmosphäre erhält einen Sonnenstrahlungsfluss von durchschnittlich etwa 250 kcal/cm2 pro Jahr, von denen etwa 1/3 in den Weltraum reflektiert wird, und 167 kcal/cm2 pro Jahr Jahr wird von der Erde absorbiert

Wärmeaustausch ein spontaner irreversibler Prozess der Wärmeübertragung im Raum, der durch ein ungleichmäßiges Temperaturfeld verursacht wird. Im Allgemeinen kann die Wärmeübertragung auch durch Inhomogenität von Feldern anderer physikalischer Größen verursacht werden, beispielsweise durch Konzentrationsunterschiede (diffusionsthermischer Effekt). Es gibt drei Arten der Wärmeübertragung: Wärmeleitfähigkeit, Konvektion und Strahlungswärmeübertragung (in der Praxis wird die Wärmeübertragung normalerweise von allen drei Arten gleichzeitig durchgeführt). Der Wärmeaustausch bestimmt oder begleitet viele Prozesse in der Natur (z. B. den Entwicklungsverlauf von Sternen und Planeten, meteorologische Prozesse auf der Erdoberfläche usw.). in der Technik und im Alltag. In vielen Fällen, beispielsweise bei der Untersuchung der Prozesse Trocknung, Verdunstungskühlung, Diffusion, wird die Wärmeübertragung zusammen mit der Stoffübertragung berücksichtigt. Der Wärmeaustausch zwischen zwei Kühlmitteln durch eine sie trennende feste Wand oder durch die Grenzfläche zwischen ihnen wird als Wärmeübertragung bezeichnet.

Wärmeleitfähigkeit eine der Arten der Wärmeübertragung (Energie der thermischen Bewegung von Mikropartikeln) von stärker erhitzten Körperteilen zu weniger erhitzten, was zu einem Temperaturausgleich führt. Bei der Wärmeleitung erfolgt die Energieübertragung in einem Körper durch die direkte Energieübertragung von Teilchen (Molekülen, Atomen, Elektronen) mit höherer Energie auf Teilchen mit niedrigerer Energie. Ist die relative Änderung der Wärmeleitfähigkeitstemperatur über eine Distanz mittellang Die freie Weglänge der Teilchen l ist dann klein das Grundgesetz Wärmeleitfähigkeit (Fourier-Gesetz): Die Wärmestromdichte q ist proportional zum Temperaturgradienten Grad T, also (17)

wobei λ der Wärmeleitfähigkeitskoeffizient oder einfach die Wärmeleitfähigkeit ist, hängt nicht vom Grad T ab [λ hängt von ab Aggregatzustand Stoff (siehe Tabelle), seine atomare und molekulare Struktur, Temperatur und Druck, Zusammensetzung (im Falle einer Mischung oder Lösung).

Das Minuszeichen auf der rechten Seite der Gleichung zeigt an, dass die Richtung des Wärmeflusses und der Temperaturgradient einander entgegengesetzt sind.

Das Verhältnis des Wertes Q zur Querschnittsfläche F wird als spezifischer Wärmestrom oder Wärmebelastung bezeichnet und mit dem Buchstaben q bezeichnet.

(18)

Aus den Tabellen werden die Werte des Wärmeleitfähigkeitskoeffizienten λ für einige Gase, Flüssigkeiten und Feststoffe bei einem Atmosphärendruck von 760 mm Hg ausgewählt.

Wärmeübertragung. Wärmeaustausch zwischen zwei Kühlmitteln durch eine sie trennende feste Wand oder durch die Grenzfläche zwischen ihnen. Zu den Wärmeübertragungen gehören die Wärmeübertragung von einer heißeren Flüssigkeit auf die Wand, die Wärmeübertragung in der Wand und die Wärmeübertragung von der Wand auf ein kälteres, sich bewegendes Medium. Die Intensität der Wärmeübertragung während der Wärmeübertragung wird durch den Wärmeübertragungskoeffizienten k charakterisiert, der numerisch gleich der Wärmemenge ist, die pro Zeiteinheit bei einem Temperaturunterschied zwischen Flüssigkeiten von 1 K durch eine Wandoberflächeneinheit übertragen wird; Dimension k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Der Wert von R, der Kehrwert des Wärmeübergangskoeffizienten, wird als Gesamtwärmewiderstand der Wärmeübertragung bezeichnet. Zum Beispiel R einer einschichtigen Wand

,

wobei α1 und α2 die Wärmeübergangskoeffizienten von der heißen Flüssigkeit zur Wandoberfläche und von der Wandoberfläche zur kalten Flüssigkeit sind; δ - Wandstärke; λ - Wärmeleitfähigkeitskoeffizient. In den meisten Praxisfällen wird der Wärmeübergangskoeffizient experimentell ermittelt. In diesem Fall werden die gewonnenen Ergebnisse mit theorieähnlichen Methoden verarbeitet

Strahlungswärmeübertragung - Die Strahlungswärmeübertragung erfolgt als Ergebnis der Prozesse der Umwandlung der inneren Energie eines Stoffes in Strahlungsenergie, der Übertragung von Strahlungsenergie und ihrer Absorption durch den Stoff. Der Verlauf von Strahlungswärmeübertragungsprozessen wird ermittelt relative Position im Raum der Wärme austauschenden Körper die Eigenschaften des diese Körper trennenden Mediums. Ein wesentlicher Unterschied zwischen Strahlungswärmeübertragung und anderen Arten der Wärmeübertragung (Wärmeleitung, konvektive Wärmeübertragung) besteht darin, dass sie in Abwesenheit eines materiellen Mediums auftreten kann, das die Wärmeübertragungsflächen trennt, da sie durch die Ausbreitung elektromagnetischer Strahlung erfolgt Strahlung.

Strahlungsenergie, die beim Strahlungswärmeaustausch auf die Oberfläche eines undurchsichtigen Körpers fällt und durch den Wert des einfallenden Strahlungsflusses Qpad gekennzeichnet ist, wird teilweise vom Körper absorbiert und teilweise von seiner Oberfläche reflektiert (siehe Abbildung).

Der absorbierte Strahlungsfluss Qabs wird durch die Beziehung bestimmt:

Qabs = Ein Qpad, (20)

wobei A die Aufnahmekapazität des Körpers ist. Aufgrund der Tatsache, dass es sich um einen undurchsichtigen Körper handelt

Qpad = Qab + Qotp, (21)

wobei Qotr der von der Körperoberfläche reflektierte Strahlungsfluss ist, dieser letzte Wert ist gleich:

Qotr = (1 - A) Qpad, (22)

wobei 1 - A = R das Reflexionsvermögen des Körpers ist. Wenn das Absorptionsvermögen eines Körpers 1 ist und daher sein Reflexionsvermögen 0 ist, d zur Erwärmung des Körpers. Diese Strahlung wird als körpereigene Strahlung bezeichnet und ist durch den Fluss der eigenen Strahlung Qallgemein gekennzeichnet. Die Eigenstrahlung pro Flächeneinheit des Körpers wird als Flussdichte der Eigenstrahlung oder Emissionsgrad des Körpers bezeichnet. Letztere ist gemäß dem Stefan-Boltzmann-Strahlungsgesetz proportional zur Körpertemperatur in der vierten Potenz. Das Verhältnis des Emissionsgrades eines Körpers zum Emissionsgrad eines absolut schwarzen Körpers bei gleicher Temperatur wird als Emissionsgrad bezeichnet. Für alle Körper beträgt der Schwärzungsgrad weniger als 1. Wenn es bei einem Körper nicht auf die Wellenlänge der Strahlung ankommt, wird ein solcher Körper als grau bezeichnet. Die Art der Strahlungsenergieverteilung eines grauen Körpers über die Wellenlängen ist die gleiche wie die eines absolut schwarzen Körpers, d. h. sie wird durch das Plancksche Strahlungsgesetz beschrieben. Der Schwärzungsgrad eines grauen Körpers entspricht seinem Absorptionsvermögen.

Die Oberfläche jedes im System enthaltenen Körpers sendet Flüsse reflektierter Strahlung Qotр und seine eigene Strahlung Qcob aus; Die Gesamtenergiemenge, die die Körperoberfläche verlässt, wird als effektiver Strahlungsfluss Qeff bezeichnet und durch die Beziehung bestimmt:

Qeff = Qotr + Qcob. (23)

Ein Teil der vom Körper absorbierten Energie kehrt in Form seiner eigenen Strahlung in das System zurück, sodass das Ergebnis der Strahlungswärmeübertragung als Differenz zwischen den Flüssen seiner eigenen und absorbierten Strahlung dargestellt werden kann. Größe

Qpez = Qcob - Qabl (24)

wird als Fluss der resultierenden Strahlung bezeichnet und gibt an, wie viel Energie ein Körper pro Zeiteinheit durch Strahlungswärmeübertragung erhält oder verliert. Der resultierende Strahlungsfluss kann auch in der Form ausgedrückt werden

Qpez = Qeff - Qpad, (25)

das heißt, als Differenz zwischen dem Gesamtaufwand und dem Gesamtankommen der Strahlungsenergie auf der Körperoberfläche. Daher in Anbetracht dessen

Qpad = (Qcob - Qpe) / A, (26)

Wir erhalten einen Ausdruck, der bei Berechnungen der Strahlungswärmeübertragung häufig verwendet wird:

Die Aufgabe der Berechnung der Strahlungswärmeübertragung besteht in der Regel darin, die resultierenden Strahlungsflüsse auf allen in der Strahlungswärmeübertragung enthaltenen Oberflächen zu ermitteln dieses System, wenn die Temperaturen und optischen Eigenschaften aller dieser Oberflächen bekannt sind. Um dieses Problem zu lösen, ist es zusätzlich zur letzten Beziehung notwendig, die Beziehung zwischen dem Fluss Qpad auf einer bestimmten Oberfläche und den Flüssen Qeff auf allen im Strahlungswärmeübertragungssystem enthaltenen Oberflächen zu klären. Um diese Beziehung zu finden, wird das Konzept des durchschnittlichen Winkelstrahlungskoeffizienten verwendet, der zeigt, welcher Anteil der hemisphärischen (d. h. in alle Richtungen innerhalb der Hemisphäre emittierten) Strahlung einer bestimmten Oberfläche, die im Strahlungswärmeaustauschsystem enthalten ist, auf diese Oberfläche fällt. Somit wird der Fluss Qpad auf allen im Strahlungswärmeübertragungssystem enthaltenen Oberflächen als Summe der Produkte von Qeff aller Oberflächen (einschließlich dieser, wenn sie konkav ist) und den entsprechenden Winkelstrahlungskoeffizienten bestimmt.

Strahlungswärmeübertragung spielt bei Wärmeübertragungsprozessen bei Temperaturen von etwa 1000 °C und mehr eine bedeutende Rolle. Es wird häufig in verschiedenen Technologiebereichen eingesetzt: Metallurgie, thermische Energietechnik, Kernenergie, Raketentechnologie, chemische Technologie, Trocknungstechnologie, Solartechnologie.

Die Differenz zwischen absorbierter Sonnenstrahlung und effektiver Strahlung bildet die Strahlungsbilanz bzw. Reststrahlung der Erdoberfläche (B). Die über die gesamte Erdoberfläche gemittelte Strahlungsbilanz kann als Formel B = Q * (1 – A) – E eff oder B = Q – R k – E eff geschrieben werden. Abbildung 24 zeigt den ungefähren Prozentsatz verschiedene Arten Strahlung, die am Strahlungs- und Wärmehaushalt beteiligt ist. Es ist offensichtlich, dass die Erdoberfläche 47 % aller auf den Planeten eintretenden Strahlung absorbiert und die effektive Strahlung 18 % beträgt. Somit ist die über die gesamte Erdoberfläche gemittelte Strahlungsbilanz positiv und beträgt 29 %.

Reis. 24. Schema der Strahlungs- und Wärmebilanzen der Erdoberfläche (nach K. Ya. Kondratiev)

Die Verteilung der Strahlungsbilanz über die Erdoberfläche ist hochkomplex. Das Verständnis der Muster dieser Verteilung ist äußerst wichtig, da sich unter dem Einfluss der Reststrahlung das Temperaturregime der darunter liegenden Oberfläche und der Troposphäre sowie das Erdklima im Allgemeinen bilden. Die Analyse von Karten der Strahlungsbilanz der Erdoberfläche über ein Jahr (Abb. 25) führt zu folgenden Schlussfolgerungen.

Die jährliche Summe der Strahlungsbilanz der Erdoberfläche ist fast überall positiv, mit Ausnahme der Eisplateaus der Antarktis und Grönlands. Seine Jahreswerte nehmen zonal und natürlich vom Äquator zu den Polen entsprechend dem Hauptfaktor – der Gesamtstrahlung – ab. Darüber hinaus ist der Unterschied in den Werten der Strahlungsbilanz zwischen Äquator und den Polen größer als der Unterschied in den Werten der Gesamtstrahlung. Daher kommt die Zonalität der Strahlungsbilanz sehr deutlich zum Ausdruck.

Die nächste Regelmäßigkeit der Strahlungsbilanz ist ihr Anstieg beim Übergang vom Land zum Ozean mit Diskontinuitäten und Isolinienvermischungen entlang der Küste. Dieses Merkmal kommt in äquatoriarisch-tropischen Breiten besser zum Ausdruck und glättet sich allmählich zu den polaren Breiten hin. Die größere Strahlungsbilanz über den Ozeanen erklärt sich aus einer geringeren Wasseralbedo, insbesondere in äquatoriarisch-tropischen Breiten, und einer verringerten effektiven Strahlung aufgrund niedrigerer Meeresoberflächentemperaturen und erheblicher Feuchtigkeitsgehalt in der Luft und Bewölkung. Aufgrund der erhöhten Werte der Strahlungsbilanz und der großen Fläche des Ozeans auf dem Planeten (71 %) spielt er eine führende Rolle im thermischen Regime der Erde. Und der Unterschied in der Strahlungsbilanz der Ozeane und Kontinente bestimmt deren ständige und tiefe gegenseitige Beeinflussung auf allen Breitengraden.

Reis. 25. Strahlungsbilanz der Erdoberfläche für das Jahr [MJ/(m 2 XJahr)] (nach S.P. Khromov und M.A. Petrosyants)

Saisonale Veränderungen der Strahlungsbilanz in äquatoriarisch-tropischen Breiten sind gering (Abb. 26, 27). Die Folge davon sind leichte Temperaturschwankungen im Jahresverlauf. Daher werden die Jahreszeiten nicht durch den Temperaturverlauf, sondern durch das jährliche Niederschlagsregime bestimmt. In außertropischen Breiten kommt es im Laufe des Jahres zu qualitativen Veränderungen der Strahlungsbilanz von positiven zu negativen Werten. Im Sommer sind in weiten Gebieten gemäßigter und teilweise hoher Breiten die Werte der Strahlungsbilanz signifikant (im Juni an Land in der Nähe des Polarkreises sind sie beispielsweise dieselben wie in tropischen Wüsten) und ihre Schwankungen über die Breiten sind signifikant relativ klein. Dies spiegelt sich im Temperaturregime und dementsprechend in der Abschwächung der interlatitudinalen Zirkulation in diesem Zeitraum wider. Im Winter ist die Strahlungsbilanz auf großen Flächen negativ: Die Nullstrahlungsbilanz des kältesten Monats verläuft über Land etwa auf dem 40. Breitengrad und über den Ozeanen auf dem 45. Breitengrad. Unterschiedliche thermobare Bedingungen führen im Winter zur Aktivierung atmosphärischer Prozesse in gemäßigten und subtropischen Breitengraden. Die negative Strahlungsbilanz im Winter in gemäßigten und polaren Breiten wird teilweise durch den Wärmeeintrag mit Luft- und Wassermassen aus äquatoriarisch-tropischen Breiten kompensiert. Im Gegensatz zu den niedrigen Breiten werden die Jahreszeiten in den gemäßigten und hohen Breiten in Abhängigkeit von der Strahlungsbilanz vor allem durch die thermischen Bedingungen bestimmt.

Reis. 26. Strahlungsbilanz der Erdoberfläche für Juni [in 10 2 MJ/(m 2 x M es.) |

In den Bergen aller Breitengrade wird die Verteilung der Strahlungsbilanz durch den Einfluss von Höhe, Schneebedeckungsdauer, Sonneneinstrahlung von Hängen, Bewölkung usw. erschwert. Im Allgemeinen trotz der erhöhten Werte der Gesamtstrahlung in den Bergen Aufgrund der Albedo von Schnee und Eis und einem Anstieg des Anteils der effektiven Strahlung sowie anderer Faktoren ist dort die Strahlungsbilanz geringer.

Die Erdatmosphäre hat ihre eigene Strahlungsbilanz. Der Strahlungseintritt in die Atmosphäre erfolgt durch Absorption sowohl kurzwelliger Sonnenstrahlung als auch langwelliger terrestrischer Strahlung. Der Strahlungsverbrauch der Atmosphäre erfolgt durch Gegenstrahlung, die vollständig durch Erdstrahlung kompensiert wird, und durch ausgehende Strahlung. Nach Berechnungen von Spezialisten ist die Strahlungsbilanz der Atmosphäre negativ (-29 %).

Im Allgemeinen beträgt die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche und der Erdatmosphäre 0, d. h. die Erde befindet sich in einem Strahlungsgleichgewichtszustand. Ein Strahlungsüberschuss auf der Erdoberfläche und ein Strahlungsmangel in der Atmosphäre zwingen uns jedoch zu der Frage: Warum verbrennt die Erdoberfläche bei einem Strahlungsüberschuss nicht und warum verbrennt die Atmosphäre aufgrund ihres Strahlungsmangels nicht? nicht auf den absoluten Nullpunkt gefrieren? Tatsache ist, dass es zwischen der Erdoberfläche und der Atmosphäre (sowie zwischen der Oberfläche und den tiefen Schichten der Erde und dem Wasser) strahlungslose Methoden der Wärmeübertragung gibt. Die erste ist die molekulare Wärmeleitfähigkeit und der turbulente Wärmeaustausch (H), bei dem die Atmosphäre erhitzt und die Wärme in ihr vertikal und horizontal umverteilt wird. Auch die tiefen Erd- und Wasserschichten werden erwärmt. Der zweite ist der aktive Wärmeaustausch, der auftritt, wenn Wasser von einem Phasenzustand in einen anderen übergeht: Beim Verdampfen wird Wärme absorbiert und bei der Kondensation und Sublimation von Wasserdampf wird latente Verdampfungswärme (LE) freigesetzt.

Es sind strahlungslose Methoden der Wärmeübertragung, die die Strahlungsbilanzen der Erdoberfläche und der Erdatmosphäre ausgleichen, beide auf Null bringen und eine Überhitzung der Oberfläche und eine Unterkühlung der Erdatmosphäre verhindern. Die Erdoberfläche verliert 24 % der Strahlung durch die Verdunstung von Wasser (und die Atmosphäre erhält dementsprechend die gleiche Menge durch die anschließende Kondensation und Sublimation von Wasserdampf in Form von Wolken und Nebeln) und 5 % der Strahlung, wenn die Atmosphäre wird von der Erdoberfläche erwärmt. Insgesamt sind dies genau 29 % der Strahlung, die auf der Erdoberfläche im Überschuss vorhanden ist und in der Atmosphäre fehlt.

Reis. 27. Strahlungsbilanz der Erdoberfläche für Dezember [in 10 2 MJ/(m 2 x M es.)]

Reis. 28. Komponenten des Wärmehaushalts der Erdoberfläche in Tageszeit Tage (nach S.P. Khromov)

Die algebraische Summe aller Wärmezu- und -abflüsse auf der Erdoberfläche und in der Atmosphäre wird als Wärmebilanz bezeichnet; Die Strahlungsbilanz ist somit der wichtigste Bestandteil der Wärmebilanz. Die Wärmebilanzgleichung für die Erdoberfläche hat die Form:

B – LE – P±G = 0,

Dabei ist B die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche, LE der Wärmeverbrauch für die Verdunstung (L ist die spezifische Verdunstungswärme, £ die Masse des verdunsteten Wassers), P der turbulente Wärmeaustausch zwischen der darunter liegenden Oberfläche und der Atmosphäre, G ist der Wärmeaustausch mit der darunter liegenden Oberfläche (Abb. 28). Der Wärmeverlust der Oberfläche zur Erwärmung der aktiven Schicht tagsüber und im Sommer wird durch den Rückfluss aus der Tiefe an die Oberfläche in der Nacht und im Winter fast vollständig kompensiert, wodurch die durchschnittliche langjährige Jahrestemperatur der oberen Schichten von Boden und Wasser des Weltmeeres gelten als konstant und G für fast jede Oberfläche kann als gleich Null angesehen werden. Langfristig gesehen wird daher der jährliche Wärmehaushalt der Landoberfläche und des Weltozeans für die Verdunstung und den Wärmeaustausch zwischen der darunter liegenden Oberfläche und der Atmosphäre aufgewendet.

Die Verteilung des Wärmehaushalts über die Erdoberfläche ist aufgrund zahlreicher Einflussfaktoren komplexer als der Strahlungshaushalt: Bewölkung, Niederschlag, Oberflächenerwärmung usw. In verschiedenen Breitengraden weichen die Werte des Wärmehaushalts von 0 Zoll ab in die eine oder andere Richtung: in hohen Breiten ist es negativ und in niedrigen Höhen positiv. Der Wärmemangel in den nördlichen und südlichen Polarregionen wird durch die Übertragung aus tropischen Breiten vor allem mit Hilfe von Meeresströmungen und Luftmassen ausgeglichen und stellt so ein thermisches Gleichgewicht zwischen verschiedenen Breitengraden der Erdoberfläche her.

Der Wärmehaushalt der Atmosphäre wird wie folgt geschrieben: –B + LE + P = 0.

Es ist offensichtlich, dass sich die komplementären thermischen Regime der Erdoberfläche und der Atmosphäre gegenseitig ausgleichen: Die gesamte auf die Erde eintretende Sonnenstrahlung (100 %) wird durch den Verlust der Erdstrahlung aufgrund von Reflexion (30 %) und Strahlung (70 %) ausgeglichen. Daher ist die thermische Bilanz der Erde wie die Strahlungsbilanz im Allgemeinen gleich 0. Die Erde befindet sich im Strahlungs- und thermischen Gleichgewicht, und jede Verletzung davon kann zu einer Überhitzung oder Abkühlung unseres Planeten führen.

Die Art des Wärmehaushalts und sein Energieniveau bestimmen die Eigenschaften und Intensität der meisten Prozesse, die in der geografischen Hülle ablaufen, und vor allem das thermische Regime der Troposphäre.

Die Atmosphäre erhält, ebenso wie die Erdoberfläche, fast die gesamte Wärme von der Sonne. Zu den weiteren Wärmequellen gehört Wärme aus der Tiefe der Erde, die jedoch nur einen Bruchteil eines Prozents der Gesamtwärmemenge ausmacht.

Obwohl Sonnenstrahlung dient die einzige Quelle Wärme für die Erdoberfläche, thermisches Regime geografische Hülle ist nicht nur eine Folge der Strahlungsbilanz. Die Umwandlung und Umverteilung der Sonnenwärme erfolgt unter dem Einfluss terrestrischer Faktoren, vor allem durch Luft- und Meeresströmungen. Sie wiederum werden durch die ungleichmäßige Verteilung der Sonnenstrahlung über die Breitengrade verursacht. Dies ist eines der eindrucksvollsten Beispiele für die enge globale Verbindung und Interaktion verschiedener Komponenten in der Natur.

Für die belebte Natur der Erde ist die Umverteilung der Wärme zwischen verschiedenen Breitengraden sowie zwischen Ozeanen und Kontinenten wichtig. Dank dieses Prozesses kommt es auf der Erdoberfläche zu einer sehr komplexen räumlichen Wärmeumverteilung entsprechend den übergeordneten Bewegungsrichtungen der Luft- und Meeresströmungen. Der gesamte Wärmetransport erfolgt jedoch in der Regel von niedrigen in hohe Breiten und von den Ozeanen auf die Kontinente.

Die Wärmeverteilung in der Atmosphäre erfolgt durch Konvektion, Leitung und Strahlung. Überall auf dem Planeten kommt es zu thermischer Konvektion; Winde sowie auf- und absteigende Luftströmungen sind allgegenwärtig. In den Tropen ist die Konvektion besonders stark.

Die Wärmeleitfähigkeit, also die Übertragung von Wärme durch direkten Kontakt der Atmosphäre mit der warmen oder kalten Erdoberfläche, ist von relativ geringer Bedeutung, da Luft ein schlechter Wärmeleiter ist. Diese Eigenschaft hat bei der Herstellung von doppelt verglasten Fensterrahmen breite Anwendung gefunden.

Der Wärmeeintrag und -verbrauch in der unteren Atmosphäre ist in verschiedenen Breitengraden nicht gleich. Nördlich von 38°N. w. Es wird mehr Wärme abgegeben als aufgenommen. Dieser Verlust wird durch warme Meeres- und Luftströmungen ausgeglichen, die in gemäßigte Breiten gerichtet sind.

Einnahmen- und Ausgabeprozess Solarenergie Die Erwärmung und Abkühlung des gesamten atmosphärischen Systems der Erde ist durch den Wärmehaushalt gekennzeichnet. Wenn wir die jährliche Zufuhr von Sonnenenergie zur oberen Grenze der Atmosphäre mit 100 % annehmen, dann sieht die Bilanz der Sonnenenergie so aus: 42 % werden von der Erde reflektiert und kehren in den Weltraum zurück (dieser Wert charakterisiert die Energie der Erde). Albedo), wobei 38 % von der Atmosphäre und 4 % von der Erdoberfläche reflektiert werden. Der Rest (58 %) wird absorbiert: 14 % von der Atmosphäre und 44 % von der Erdoberfläche. Die erhitzte Erdoberfläche gibt die gesamte aufgenommene Energie wieder zurück. Gleichzeitig beträgt die Energiestrahlung der Erdoberfläche 20 %, 24 % werden für die Erwärmung der Luft und die Verdunstung von Feuchtigkeit aufgewendet (5,6 % für die Erwärmung der Luft und 18,4 % für die Verdunstung von Feuchtigkeit).

Solch Allgemeine Charakteristiken Wärmebilanz des gesamten Globus. Tatsächlich wird die Wärmebilanz für unterschiedliche Breitengrade und unterschiedliche Oberflächen bei weitem nicht gleich sein. Somit wird der Wärmehaushalt eines Territoriums bei Sonnenaufgang und Sonnenuntergang gestört, wenn sich die Jahreszeiten ändern, abhängig von den atmosphärischen Bedingungen (Bewölkung, Luftfeuchtigkeit und Staubgehalt), der Beschaffenheit der Oberfläche (Wasser oder Land, Wald oder Zwiebeln, Schnee). bedeckter oder unbedeckter Boden), Höhe über dem Meeresspiegel. Die meiste Wärme wird nachts, im Winter und in großen Höhen durch dünne, saubere und trockene Luft abgegeben. Letztlich werden die Strahlungsverluste aber durch die von der Sonne kommende Wärme ausgeglichen und auf der Erde insgesamt herrscht ein dynamisches Gleichgewicht, sonst würde sie sich erwärmen oder umgekehrt abkühlen.

Lufttemperatur

Die Atmosphäre heizt sich ziemlich auf der harte Weg. Kurze Wellenlängen des Sonnenlichts im sichtbaren roten bis ultravioletten Bereich werden an der Erdoberfläche in längere Hitzewellen umgewandelt, die später die Atmosphäre erwärmen, wenn sie von der Erdoberfläche emittiert werden. Die unteren Schichten der Atmosphäre erwärmen sich schneller als die oberen, was sich aus der angegebenen Wärmestrahlung der Erdoberfläche und der Tatsache erklärt, dass sie eine höhere Dichte aufweisen und mit Wasserdampf gesättigt sind.

Charakteristisches Merkmal Die vertikale Temperaturverteilung in der Troposphäre ist ihre Abnahme mit der Höhe. Der durchschnittliche vertikale Temperaturgradient, also die durchschnittliche Abnahme pro 100 m Höhe, beträgt 0,6 °C. Die Abkühlung feuchter Luft geht mit der Kondensation von Feuchtigkeit einher. Dabei wird eine gewisse Wärmemenge freigesetzt, die für die Dampfbildung aufgewendet wurde. Daher erfolgt die Abkühlung feuchter Luft beim Aufsteigen fast doppelt so schnell wie bei trockener Luft. Der geothermische Koeffizient trockener Luft in der Troposphäre beträgt durchschnittlich 1 °C.

Die Luft, die von der erhitzten Oberfläche von Land und Gewässern aufsteigt, gelangt in eine Tiefdruckzone. Dadurch kann es sich ausdehnen und dabei wird eine gewisse Menge an Wärmeenergie in kinetische Energie umgewandelt. Durch diesen Vorgang kühlt sich die Luft ab. Wenn es gleichzeitig nirgendwo Wärme aufnimmt und nirgendwo abgibt, nennt man den gesamten beschriebenen Vorgang adiabatische oder dynamische Kühlung. Und umgekehrt sinkt die Luft nach unten und gelangt in eine Hochdruckzone, wird von der sie umgebenden Luft komprimiert und mechanische Energie wird in Wärmeenergie umgewandelt. Aus diesem Grund erfährt die Luft eine adiabatische Erwärmung, die durchschnittlich 1 °C pro 100 m Abstieg beträgt.

Manchmal steigt die Lufttemperatur mit der Höhe. Dieses Phänomen wird Inversion genannt. Die Gründe für diese Erscheinung sind vielfältig: Strahlung der Erde über Eisschichten, der Durchgang starker Warmluftströme über eine kalte Oberfläche. Inversionen sind besonders typisch für Bergregionen: Starke Kaltluft strömt in Bergbecken und stagniert dort, wobei sie leichtere verdrängt warme Luft nach oben.

Tägliche und jährliche Änderungen der Lufttemperatur spiegeln den thermischen Zustand der Oberfläche wider. In der Oberflächenluftschicht wird das Tagesmaximum nach 14-15 Stunden ermittelt und das Minimum nach Sonnenaufgang beobachtet. Die größte Tagesamplitude tritt in subtropischen Breiten (30 °C) auf, die kleinste in polaren Breiten (5 °C). Die jährliche Temperaturschwankung hängt vom Breitengrad, der Beschaffenheit des Untergrunds, der Höhe des Ortes über dem Meeresspiegel, dem Relief und der Entfernung vom Ozean ab.

Bei der Verteilung der Jahrestemperaturen auf der Erdoberfläche wurden bestimmte geografische Muster identifiziert.

1. In beiden Hemisphären nehmen die Durchschnittstemperaturen zu den Polen hin ab. Allerdings liegt der thermische Äquator – ein warmer Parallelkreis mit einer durchschnittlichen Jahrestemperatur von 27 °C – auf der Nordhalbkugel auf etwa 15–20 ° Breite. Dies liegt daran, dass das Land hier eine größere Fläche einnimmt als am geografischen Äquator.

2. Vom Äquator nach Norden und Süden ändern sich die Temperaturen ungleichmäßig. Zwischen dem Äquator und dem 25. Breitengrad sinkt die Temperatur sehr langsam – weniger als zwei Grad pro zehn Breitengrade. Zwischen dem 25. und 80. Breitengrad sinken die Temperaturen auf beiden Hemisphären sehr schnell. An manchen Orten übersteigt dieser Rückgang 10 °C. Weiter zu den Polen hin nimmt die Geschwindigkeit des Temperaturabfalls wieder ab.

3. Durchschnittliche Jahrestemperaturen aller Breitengrade der südlichen Hemisphäre weniger Temperatur entsprechende Parallelen Nördliche Hemisphäre. Die durchschnittliche Lufttemperatur der überwiegend „Festland“-nördlichen Hemisphäre beträgt im Januar +8,6 °C, im Juli +22,4 °C; Auf der südlichen „ozeanischen“ Hemisphäre beträgt die Durchschnittstemperatur im Juli +11,3 °C, im Januar +17,5 °C. Die doppelt so große jährliche Amplitude der Lufttemperaturschwankungen auf der Nordhalbkugel erklärt sich aus den Besonderheiten der Verteilung von Land und Meer in den entsprechenden Breitengraden und die kühlende Wirkung des grandiosen Eisdoms der Antarktis auf das Klima der südlichen Hemisphäre.

Wichtige Merkmale der Verteilung der Lufttemperaturen auf der Erde liefern Isothermenkarten. Basierend auf der Analyse der Verteilung der Juli-Isothermen auf der Erdoberfläche können daher die folgenden Hauptschlussfolgerungen formuliert werden.

1. In den außertropischen Regionen beider Hemisphären biegen sich die Isothermen über den Kontinenten relativ zu ihrer Position auf den Fenstern nach Norden. Auf der Nordhalbkugel liegt das daran, dass sich das Land stärker erwärmt als das Meer, auf der Südhalbkugel hingegen ist der Zusammenhang umgekehrt: Zu dieser Zeit ist das Land kälter als das Meer.

2. Über den Ozeanen spiegeln die Juli-Isothermen den Einfluss kalter Lufttemperaturströmungen wider. Dies macht sich besonders an den Westufern bemerkbar Nordamerika und Afrika, die von den kalten Meeresströmungen Kaliforniens und der Kanaren umspült werden. Auf der Südhalbkugel sind die Isothermen – ebenfalls unter dem Einfluss kalter Strömungen – in die entgegengesetzte Richtung nach Norden gekrümmt.

3. Die höchsten Durchschnittstemperaturen im Juli werden in Wüsten nördlich des Äquators beobachtet. Besonders heiß ist es zu dieser Zeit in Kalifornien, der Sahara, Arabien, dem Iran und im Inneren Asiens.

Auch die Verteilung der Januar-Isothermen weist ihre eigenen Besonderheiten auf.

1. Die Krümmungen der Isothermen über den Ozeanen im Norden und über Land im Süden werden noch deutlicher und kontrastreicher. Am deutlichsten ist dies auf der Nordhalbkugel zu beobachten. Starke Krümmungen der Isothermen in Richtung Nordpol spiegeln eine Zunahme der thermischen Rolle der Meeresströmungen im Golfstrom wider Atlantischer Ozean und Kuro-Sio in Tichoy.

2. In den außertropischen Regionen beider Hemisphären sind die Isothermen über den Kontinenten deutlich nach Süden gekrümmt. Dies erklärt sich dadurch, dass das Land auf der Nordhalbkugel kälter und auf der Südhalbkugel wärmer als das Meer ist.

3. Die höchsten Durchschnittstemperaturen im Januar treten in den Wüsten der tropischen Zone der südlichen Hemisphäre auf.

4. Die Gebiete mit der größten Abkühlung auf dem Planeten sind im Januar wie im Juli die Antarktis und Grönland.

Im Allgemeinen kann festgestellt werden, dass die Isothermen der südlichen Hemisphäre zu allen Jahreszeiten ein eher lineares (Breiten-)Streckmuster aufweisen. Das Fehlen nennenswerter Anomalien im Verlauf der Isothermen erklärt sich hier aus dem deutlichen Überwiegen der Wasseroberfläche gegenüber dem Land. Die Analyse des Isothermenverlaufs weist auf eine enge Abhängigkeit der Temperaturen nicht nur von der Menge der Sonnenstrahlung, sondern auch von der Wärmeumverteilung durch Meeres- und Luftströmungen hin.

Die Hauptenergiequelle für alle in der Biosphäre ablaufenden Prozesse ist die Sonnenstrahlung. Die die Erde umgebende Atmosphäre absorbiert schwach kurzwellige Strahlung der Sonne, die hauptsächlich die Erdoberfläche erreicht. Ein Teil der Sonnenstrahlung wird von der Atmosphäre absorbiert und gestreut. Die Absorption einfallender Sonnenstrahlung ist auf das Vorhandensein von Ozon, Kohlendioxid, Wasserdampf und Aerosolen in der Atmosphäre zurückzuführen.[...]

Unter dem Einfluss des einfallenden Sonnenflusses infolge seiner Absorption erwärmt sich die Erdoberfläche und wird zu einer Quelle langwelliger (LW) Strahlung, die in Richtung Atmosphäre gerichtet ist. Andererseits ist die Atmosphäre auch eine Quelle der auf die Erde gerichteten LW-Strahlung (der sogenannten Gegenstrahlung der Atmosphäre). Dabei kommt es zu einem gegenseitigen Wärmeaustausch zwischen der Erdoberfläche und der Atmosphäre. Die Differenz zwischen der von der Erdoberfläche absorbierten HF-Strahlung und der effektiven Strahlung wird Strahlungsbilanz genannt. Die Umwandlung der Energie der HF-Sonnenstrahlung bei Absorption durch die Erdoberfläche und die Atmosphäre sowie der Wärmeaustausch zwischen ihnen bilden den Wärmehaushalt der Erde.[...]

Hauptmerkmal Das Strahlungsregime der Atmosphäre ist der Treibhauseffekt, der darin besteht, dass HF-Strahlung größtenteils die Erdoberfläche erreicht und deren Erwärmung verursacht, und LW-Strahlung von der Erde durch die Atmosphäre verzögert wird, wodurch die Wärmeübertragung der Erde verringert wird Erde ins All. Die Atmosphäre ist eine Art wärmeisolierende Hülle, die das Abkühlen der Erde verhindert. Eine Erhöhung des Anteils von CO2, H20-Dampf, Aerosolen usw. verstärkt den Treibhauseffekt, was zu einem Anstieg der Durchschnittstemperatur der unteren Atmosphäre und einer Klimaerwärmung führt. Die Hauptquelle der Wärmestrahlung der Atmosphäre ist die Erdoberfläche.[...]

Die Intensität der von der Erdoberfläche und der Atmosphäre absorbierten Sonnenstrahlung beträgt 237 W/m2, wovon 157 W/m2 von der Erdoberfläche und 80 W/m2 von der Atmosphäre absorbiert werden. Der Wärmehaushalt der Erde in Gesamtansicht in Abb. dargestellt. 6.15.[...]

Die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche beträgt 105 W/m2, und die effektive Strahlung von ihr ist gleich der Differenz zwischen der absorbierten Strahlung und der Strahlungsbilanz und beträgt 52 W/m2. Die Energie der Strahlungsbilanz wird mit 17 W/m2 für den turbulenten Wärmeaustausch der Erde mit der Atmosphäre und mit 88 W/m2 für den Prozess der Wasserverdunstung aufgewendet.[...]

Das Diagramm des atmosphärischen Wärmeaustauschs ist in Abb. dargestellt. 6.16. Wie aus diesem Diagramm ersichtlich ist, empfängt die Atmosphäre Wärmeenergie aus drei Quellen: von der Sonne in Form von absorbierter HF-Strahlung mit einer Intensität von ca. 80 W/m2; Wärme aus der Kondensation von Wasserdampf, der von der Erdoberfläche kommt und 88 W/m2 entspricht; turbulenter Wärmeaustausch zwischen der Erde und der Atmosphäre (17 W/m2).[...]

Die Summe der Wärmeaustauschkomponenten (185 W/m) entspricht den Wärmeverlusten der Atmosphäre in Form von LW-Strahlung in den Weltraum. Ein kleiner Teil der einfallenden Sonnenstrahlung, der deutlich geringer ist als die angegebenen Komponenten der Wärmebilanz, wird für andere in der Atmosphäre ablaufende Prozesse aufgewendet.[...]

Der Unterschied in der Verdunstung von den Kontinenten und den Oberflächen der Meere und Ozeane wird durch die Prozesse des Massenaustauschs von Wasserdampf durch Luftströmungen und den Abfluss von Flüssen, die in die Wassergebiete der Erde fließen, ausgeglichen.