A légköri diagram hőegyensúlya. A földfelszín hőmérlegének egyenlete. A Föld termobár mezejének fogalma

Hőmérleg ns Föld, a bevétel és az energiafogyasztás (sugárzó és termikus) aránya a Föld felszíne, a légkörben és a Föld-légkör rendszerben. A légkörben, a hidroszférában és a litoszféra felső rétegeiben zajló fizikai, kémiai és biológiai folyamatok túlnyomó többségének fő energiaforrása napsugárzás, ezért a T. komponenseinek eloszlása ​​és aránya b. jellemezze átalakulásait ezekben a héjakban.

T. b. az energiamegmaradás törvényének privát megfogalmazásai, és a Föld felszínének egy szakaszára (a földfelszín T. b.) vannak összeállítva; a légkörön áthaladó függőleges oszlopra (T. b. atmoszféra); az atmoszférán és a litoszféra vagy a hidroszféra felső rétegein áthaladó ugyanazon oszlopra (T. b. a Föld-légkör rendszer).

Egyenlet T. b. földfelszín: R+P+F0+LE= 0 a földfelszín egy eleme és a környező tér közötti energiaáramlás algebrai összege. Ezek a folyamok tartalmazzák sugárzási egyensúly (vagy maradék sugárzás) R- az elnyelt rövidhullámú napsugárzás és a földfelszínről érkező hosszúhullámú effektív sugárzás közötti különbség. A sugárzási mérleg pozitív vagy negatív értékét több hőáram kompenzálja. Mivel a földfelszín hőmérséklete általában nem egyenlő a levegő hőmérsékletével, között mögöttes felület és a légkör hőáramot hoz létre R. Hasonló hőáramlás F 0 a földfelszín és a litoszféra vagy hidroszféra mélyebb rétegei között figyelhető meg. Ebben az esetben a talajban lévő hőáramot a molekula határozza meg hővezető, míg a víztestekben a hőcsere általában kisebb-nagyobb mértékben turbulens jellegű. hőáramlás F 0 a tározó felszíne és mélyebb rétegei között számszerűen egyenlő a tározó hőtartalmának adott időintervallum alatti változásával és a tározóban lévő áramok általi hőátadással. Lényeges érték a T. b. a földfelszínen általában hőveszteség van a párolgás miatt L.E., amelyet az elpárolgott víz tömegének szorzataként határozunk meg E a párolgás hőjére L.Érték LE függ a földfelszín nedvességétől, hőmérsékletétől, a levegő páratartalmától és a levegő felszíni rétegében a turbulens hőátadás intenzitásától, ami meghatározza a vízgőznek a földfelszínről a légkörbe való átjutásának sebességét.

Egyenlet T. b. a hangulat így néz ki: Ra+ L r+P+ Fa= D W.

T. b. a légkör sugárzási egyensúlyából tevődik össze R a ; hőbevitel vagy kimenet L r a víz fázis átalakulása során a légkörben (r - a csapadék mennyisége); a P hő érkezése vagy felhasználása a légkörnek a földfelszínnel való turbulens hőcseréje miatt; hőbevitel vagy kimenet F a , amelyet az oszlop függőleges falain keresztüli hőátadás okoz, amely rendezett légköri mozgásokkal és makroturbulenciával jár. Ezenkívül a T. b. egyenletben. Az atmoszféra tartalmaz egy D W kifejezést, amely egyenlő az oszlopon belüli hőtartalom változásával.

Egyenlet T. b. rendszerek Föld - atmoszféra megfelel a T egyenletek elemeinek algebrai összegének. b. a földfelszín és a légkör. A T. összetevői b. a földfelszín és a légkör különböző területeken a földgömb Meghatározásuk meteorológiai megfigyelésekkel (aktinometrikus állomásokon, speciális égbolt állomásokon és a Föld meteorológiai műholdain) vagy klimatológiai számításokkal történik.

A T. komponenseinek átlagos szélességi értékei b. a földfelszín az óceánok, a szárazföld és a Föld számára, valamint T. b. Az atmoszférákat az 1., 2. táblázat tartalmazza, ahol a T. b. pozitívnak minősülnek, ha megfelelnek a hő érkezésének. Mivel ezek a táblázatok átlagos éves viszonyokra vonatkoznak, nem tartalmazzák a légkör és a litoszféra felső rétegeinek hőtartalmának változását jellemző kifejezéseket, mivel ezeknél a feltételeknél ezek nullához közelítenek.

A Föld mint bolygó esetében a légkörrel együtt a T. b. ábrán látható. A légkör külső határának felületi egysége átlagosan körülbelül 250-nek megfelelő napsugárzást kap. kcal/cm 2 évente, ebből kb. 167 kcal/cmÉvente 2-t nyel el a Föld (nyíl K fiú rizs. ). A Föld felszíne eléri a 126-os rövidhullámú sugárzást kcal/cm 2 évente; tizennyolc kcal/cm 2 évente ez az összeg tükröződik, és 108 kcal/cmÉvente 2-t nyel el a földfelszín (nyíl K). A légkör elnyeli az 59-et kcal/cmÉvente 2 rövidhullámú sugárzás, vagyis jóval kevesebb, mint a földfelszín. A Föld felszínének effektív hosszúhullámú sugárzása 36 kcal/cm 2 évente (nyíl én), ezért a földfelszín sugárzási mérlege 72 kcal/cm 2 évente. A Föld hosszúhullámú sugárzása a világűrbe 167 kcal/cm 2 évente (nyíl én s). Így a Föld felszíne körülbelül 72-t kap kcal/cmÉvente 2 sugárzó energia, amelyet részben a víz elpárologtatására fordítanak (kör LE), és turbulens hőátadás révén részben visszakerül a légkörbe (nyíl R).

Tab. 1. - A földfelszín hőegyensúlya, kcal/cm 2 év

Adatok a T. összetevőiről b. számos klimatológiai, szárazföldi hidrológiai és óceántani probléma kidolgozására használják; klímaelméleti numerikus modellek alátámasztására és e modellek alkalmazásának eredményeinek empirikus tesztelésére szolgálnak. Anyagok T. b. játék nagy szerepet a klímaváltozás tanulmányozása során a felszínről történő párolgás számításánál is alkalmazzák vízgyűjtők, tavak, tengerek és óceánok, a tengeri áramlatok energiarendjének vizsgálatában, a hó- és jégtakarók, a növényélettanban a transzspiráció és a fotoszintézis, az állatélettanban az élő szervezetek hőrendszerének vizsgálata. Adatok T. b. A földrajzi övezetek tanulmányozására is felhasználták A. A. Grigorjev szovjet geográfus munkáiban.

Tab. 2. - A légkör hőegyensúlya, kcal/cm 2 év

Megvilágított.: Atlasz hőegyensúly a földgömb, szerk. M. I. Budyko, Moszkva, 1963. Budyko M.I., Éghajlat és élet, L., 1971; Grigorjev A. A., A földrajzi környezet szerkezetének és fejlődésének mintái, M., 1966.

Tekintsük először a földfelszín, valamint a talaj és a víztestek legfelső rétegeinek termikus viszonyait. Erre azért van szükség, mert a légkör alsó rétegeit leginkább a felső talaj- és vízrétegekkel való sugárzó és nem sugárzó hőcsere melegíti és hűti. Ezért a légkör alsóbb rétegeiben bekövetkező hőmérsékletváltozásokat elsősorban a földfelszín hőmérsékletének változásai határozzák meg, és ezeket a változásokat követik.

A földfelszín, azaz a talaj vagy víz felszíne (valamint a növényzet, hó, jégtakaró), folyamatosan különböző utak hőt nyer és veszít. A földfelszínen keresztül a hő felfelé – a légkörbe, lefelé – a talajba vagy a vízbe kerül.

Először a légkör teljes sugárzása és ellensugárzása jut be a Föld felszínére. Kisebb-nagyobb mértékben felszívódnak a felszínen, azaz a talaj és a víz felső rétegeit melegítik. Ugyanakkor maga a földfelszín is kisugárzik és hőt veszít közben.

Másodszor, a hő a földfelszínre felülről, a légkörből, vezetés útján érkezik. Ugyanígy a hő a földfelszínről a légkörbe távozik. Vezetés révén a hő a földfelszínről is lefelé a talajba és a vízbe távozik, vagy a talaj és a víz mélyéről érkezik a földfelszínre.

Harmadszor, a földfelszín hőt kap, amikor a levegőből vízgőz lecsapódik rá, vagy éppen ellenkezőleg, hőt veszít, amikor a víz elpárolog róla. Az első esetben látens hő szabadul fel, a második esetben a hő látens állapotba kerül.

Bármely idő alatt ugyanannyi hő jut fel és le a földfelszínről, mint amennyit fentről és alulról kap ezalatt. Ha másképp lenne, nem teljesülne az energiamegmaradás törvénye: azt kellene feltételezni, hogy a föld felszínén energia keletkezik vagy eltűnik. Lehetséges azonban, hogy például több hő száll fel, mint amennyi felülről jött; ebben az esetben a felesleges hőátadást a talaj vagy a víz mélyéről a felszínre érkező hővel kell fedezni.

Tehát a Föld felszínén keletkező összes hőbevétel és -kiadás algebrai összegének nullának kell lennie. Ezt fejezi ki a földfelszín hőmérlegének egyenlete.

Ennek az egyenletnek a felírásához először az elnyelt sugárzást és az effektív sugárzást összevonjuk egy sugárzási mérlegbe.

A levegőből érkező hőt, illetve a levegőbe történő visszatérését hővezető képességgel jelöljük P-vel. Ugyanazt a bevételt vagy fogyasztást, amely a mélyebb talaj- vagy vízrétegekkel történő hőcseréből származik, A-nak nevezzük. A párolgás során bekövetkező hőveszteséget A kondenzáció során a földfelszínre történő érkezést LE-vel jelöljük, ahol L a párolgáshő fajlagos értéke, E pedig az elpárolgott vagy kondenzált víz tömege.

Azt is mondhatjuk, hogy az egyenlet jelentése az, hogy a földfelszínen a sugárzási egyensúlyt nem sugárzó hőátadással egyensúlyozza ki (5.1. ábra).

Az (1) egyenlet tetszőleges ideig érvényes, beleértve a sok évet is.

Az, hogy a földfelszín hőmérlege nulla, nem jelenti azt, hogy a felszíni hőmérséklet nem változik. Ha a hőátadás lefelé irányul, a felülről a felszínre kerülő és azt mélyen benne hagyó hő nagymértékben a talaj vagy víz legfelső rétegében (az ún. aktív rétegben) marad. Ennek a rétegnek a hőmérséklete, így a földfelszín hőmérséklete is növekszik. Ellenkezőleg, amikor a földfelszínen keresztül alulról felfelé, a légkörbe kerül a hő, a hő elsősorban az aktív rétegből távozik, aminek következtében a felszíni hőmérséklet csökken.

Napról napra és évről évre az aktív réteg és a földfelszín átlaghőmérséklete bárhol alig változik. Ez azt jelenti, hogy nappal szinte annyi hő jut be a talaj vagy a víz mélyére nappal, mint amennyi éjszaka távozik onnan. De ennek ellenére a nyári napokon kicsit jobban csökken a hőség, mint alulról jön. Ezért a talaj és a víz rétegei, így azok felszíne is napról napra felmelegszik. Télen fordított folyamat megy végbe. A hőbevitel szezonális változásai – a talaj és a víz hőfogyasztása szinte kiegyenlítődik az év során, és a földfelszín és az aktív réteg éves átlaghőmérséklete évről évre alig változik.

A Föld hőegyensúlya- a földfelszínen, a légkörben és a Föld-légkör rendszerben elért (sugárzó és termikus) energia bevételének és felhasználásának aránya. A légkörben, a hidroszférában és a litoszféra felső rétegeiben zajló fizikai, kémiai és biológiai folyamatok túlnyomó többségének energiaforrása a napsugárzás, így a hőegyensúly összetevőinek eloszlása ​​és aránya jellemzi ennek átalakulását ezekben a héjakban.

A hőmérleg az energiamegmaradás törvényének sajátos megfogalmazása, és a Föld felszínének egy szakaszára (a földfelszín hőmérlegére) van összeállítva; a légkörön áthaladó függőleges oszlophoz (a légkör hőegyensúlya); ugyanazon oszlopra, amely áthalad a légkörön és a litoszféra vagy a hidroszféra felső rétegein (a Föld-légkör rendszer termikus egyensúlya).

A földfelszín hőmérlegének egyenlete:

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

a földfelszín egy eleme és a környező tér közötti energiaáramlások algebrai összegét jelenti. Ebben a képletben:

R - sugárzási egyensúly, az elnyelt rövidhullámú napsugárzás és a földfelszínről érkező hosszúhullámú effektív sugárzás közötti különbség.

P az alatta lévő felület és a légkör között fellépő hőáram;

F0 - hőáramlás figyelhető meg a földfelszín és a litoszféra vagy hidroszféra mélyebb rétegei között;

LE - párolgási hőfogyasztás, amely az elpárolgott víz tömegének E és a párolgáshő L hőmérlegének szorzata.

Ezek az áramlások magukban foglalják a sugárzási egyensúlyt (vagy maradék sugárzást) R - az elnyelt rövidhullámú napsugárzás és a földfelszínről érkező hosszú hullámú effektív sugárzás közötti különbséget. A sugárzási mérleg pozitív vagy negatív értékét több hőáram kompenzálja. Mivel a földfelszín hőmérséklete általában nem egyenlő a levegő hőmérsékletével, az alatta lévő felszín és a légkör között P hőáram keletkezik. Hasonló F0 hőáram figyelhető meg a földfelszín és a litoszféra vagy hidroszféra mélyebb rétegei között. Ebben az esetben a talajban a hőáramot a molekuláris hővezető képesség határozza meg, míg a víztestekben a hőátadás általában kisebb-nagyobb mértékben turbulens jellegű. A tározó felszíne és mélyebb rétegei közötti F0 hőáram számszerűen megegyezik a tározó hőtartalmának adott időintervallum alatti változásával és a tározóban lévő áramok általi hőátadással. A földfelszín hőmérlegében általában jelentős jelentősége van az LE párolgási hőfelhasználásnak, amelyet az elpárolgott víz tömegének E és a párolgáshő L szorzataként definiálunk. LE értéke a víz nedvességtartalmától függ. a földfelszín, annak hőmérséklete, levegő páratartalma és a felszíni légrétegben a turbulens hőátadás intenzitása, amely meghatározza a vízgőznek a földfelszínről a légkörbe való átjutásának sebességét.

A légkör hőmérlegének egyenlete a következő:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

ahol ΔW a hőtartalom változása a légköri oszlop függőleges falán belül.

A légkör hőmérlegét Ra sugárzási egyensúlya alkotja; hőbevitel vagy -kibocsátás Lr a víz fázisátalakulása során a légkörben (r a csapadék összege); a P hő érkezése vagy felhasználása a légkörnek a földfelszínnel való turbulens hőcseréje miatt; hőnyereség vagy -veszteség Fa, amelyet az oszlop függőleges falain keresztüli hőcsere okoz, ami rendezett légköri mozgásokkal és makroturbulenciával jár. Ezenkívül a légkör hőmérlegének egyenlete tartalmazza a ΔW kifejezést, amely egyenlő az oszlopon belüli hőtartalom változásával.

A Föld-légkör rendszer hőmérlegének egyenlete megfelel a földfelszín és a légkör hőmérlegének egyenletek tagjainak algebrai összegének. A földfelszín és az atmoszféra hőmérlegének összetevőit a földgömb különböző régióira meteorológiai megfigyelések (aktinometrikus állomásokon, speciális hőmérleg-állomásokon, a Föld meteorológiai műholdain) vagy klimatológiai számítások határozzák meg.

A földfelszín hőmérlegének összetevőinek átlagos szélességi értékeit az óceánokra, a szárazföldre és a Földre, valamint a légkör hőmérlegét táblázatokban adjuk meg, ahol a hőmérleg feltételeinek értékeit veszik figyelembe. pozitív, ha megfelelnek a hő érkezésének. Mivel ezek a táblázatok átlagos éves viszonyokra vonatkoznak, nem tartalmazzák a légkör hőtartalmának és a litoszféra felső rétegeinek hőtartalmának változását jellemző kifejezéseket, mivel ezeknél a feltételeknél ezek nullához közelítenek.

A Föld mint bolygó esetében a légkörrel együtt a hőegyensúly diagramot az ábra mutatja. Az atmoszféra külső határának egységnyi felületén átlagosan évi 250 kcal/cm 2 -nek megfelelő napsugárzási fluxus, amelynek körülbelül 1/3-a visszaverődik a világtérbe, és évi 167 kcal/cm 2 elnyelte a Föld

Hőcsere spontán visszafordíthatatlan hőátadási folyamat a térben, egy nem egyenletes hőmérsékleti mező miatt. A hőátadást általában más fizikai mennyiségek mezőinek inhomogenitása is okozhatja, például a koncentrációk különbsége (diffúziós hőhatás). A hőátadásnak három típusa van: hővezető képesség, konvekciós és sugárzó hőátadás (a gyakorlatban a hőátadást általában mind a 3 típus egyszerre végzi). A hőátadás a természetben számos folyamatot meghatároz vagy kísér (például csillagok és bolygók evolúciója, meteorológiai folyamatok a Föld felszínén stb.). a technikában és a mindennapi életben. Sok esetben például a szárítás folyamatainak tanulmányozásakor a párolgásos hűtést, diffúziót, a hőátadást a tömegátadással együtt veszik figyelembe. A két hűtőközeg közötti hőátadást az őket elválasztó tömör falon vagy a közöttük lévő határfelületen keresztül hőátadásnak nevezzük.

Hővezető a hőátadás egyik fajtája (mikrorészecskék hőmozgási energiája) a jobban felhevült testrészekről a kevésbé felhevültekre, ami a hőmérséklet kiegyenlítődéséhez vezet. A hővezető képességgel az energia átadása a testben a nagyobb energiájú részecskék (molekulák, atomok, elektronok) közvetlen energiaátvitelének eredményeként megy végbe a kisebb energiájú részecskék felé. Ha a hővezetési tényező hőmérsékletének relatív változása távolságonként középső hosszúságú az l részecskék szabad útja kicsi tehát az alaptörvény hővezető képesség (Fourier-törvény): a q hőáram-sűrűség arányos a grad T hőmérsékleti gradienssel, azaz (17)

ahol λ a hővezető képesség, vagy egyszerűen a hővezető tényező, nem függ a grad T-től [λ függ az összesítés állapota anyag (lásd táblázat), atom- és molekulaszerkezete, hőmérséklete és nyomása, összetétele (keverék vagy oldat esetén).

A mínusz jel az egyenlet jobb oldalán azt jelzi, hogy a hőáramlás iránya és a hőmérsékleti gradiens egymással ellentétes.

A Q érték és az F keresztmetszeti terület arányát fajlagos hőáramnak vagy hőterhelésnek nevezzük, és q betűvel jelöljük.

(18)

A λ hővezetési együttható értékeit egyes gázok, folyadékok és szilárd anyagok esetében 760 Hgmm atmoszférikus nyomáson a táblázatokból választjuk ki.

Hőátadás. Hőátadás két hűtőközeg között az őket elválasztó tömör falon vagy a közöttük lévő határfelületen keresztül. A hőátadás magában foglalja a hőátadást a melegebb folyadékról a falra, a hővezető képességet a falban, a hőátadást a falról egy hidegebb mozgó közegre. A hőátadás során a hőátadás intenzitását egy k hőátbocsátási tényező jellemzi, amely számszerűen megegyezik azzal a hőmennyiséggel, amely egységnyi falfelületen keresztül egységnyi idő alatt 1 K folyadékok közötti hőmérséklet-különbség mellett áramlik át; k méret - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Az R értéket, a hőátbocsátási tényező reciprokát, teljes hőellenállási hőátadásnak nevezzük. Például egy egyrétegű fal R-e

,

ahol α1 és α2 a hőátadási együttható a forró folyadéktól a falfelületig és a falfelülettől a hideg folyadékig; δ - falvastagság; λ a hővezetési tényező. A gyakorlatban előforduló legtöbb esetben a hőátbocsátási tényezőt tapasztalati úton határozzák meg. Ebben az esetben a kapott eredményeket a hasonlóságelméleti módszerekkel dolgozzuk fel

Sugárzó hőátadás - A sugárzó hőátadás az anyag belső energiájának sugárzási energiává történő átalakulásának, a sugárzási energia átvitelének és az anyag általi elnyelésének eredményeképpen történik. A sugárzó hőátadási folyamatok lefolyását az határozza meg kölcsönös megegyezés a hőcserélő testek terében az ezeket a testeket elválasztó közeg tulajdonságait. A sugárzó hőátadás és más típusú hőátadás (hővezetés, konvektív hőátadás) közötti lényeges különbség az, hogy a hőátadó felületeket elválasztó anyagi közeg hiányában is megtörténhet, hiszen a hőátadó felületeket elválasztó anyagi közeg hiányában is megtörténhet. elektromágneses sugárzás terjedése.

Az átlátszatlan test felületére a sugárzó hőátadás során beeső és a Qfall beeső sugárzási fluxus értékével jellemezhető sugárzási energiát a test részben elnyeli, részben pedig visszaverődik a felületéről (lásd ábra).

Az elnyelt sugárzás Qabs fluxusát a következő összefüggés határozza meg:

Qabs \u003d A Qpad, (20)

ahol A a test abszorpciós képessége. Annak a ténynek köszönhetően, hogy egy átlátszatlan testhez

Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)

ahol Qotr a test felületéről visszavert sugárzás fluxusa, ez az utolsó érték egyenlő:

Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)

ahol 1 - A \u003d R a test fényvisszaverő képessége. Ha egy test abszorpciós képessége 1, ezért a visszaverő képessége 0, vagyis a test a rá eső összes energiát elnyeli, akkor abszolút fekete testnek nevezzük. Minden test, amelynek hőmérséklete eltér az abszolút nullától, energiát bocsát ki. a test felmelegedése miatt. Ezt a sugárzást a test saját sugárzásának nevezik, és saját sugárzásának Qe fluxusa jellemzi. Az önsugárzást, amely a test egységnyi felületéhez kapcsolódik, saját sugárzásának fluxussűrűségének, vagy a test emissziós tényezőjének nevezzük. Ez utóbbi a Stefan-Boltzmann sugárzási törvénynek megfelelően a test hőmérsékletével a negyedik hatványig arányos. Egy test emissziós tényezőjének és egy teljesen fekete test emissziós tényezőjének arányát ugyanazon a hőmérsékleten feketeség fokának nevezzük. Minden test esetében a feketeség mértéke kisebb, mint 1. Ha valamelyik test esetében ez nem függ a sugárzás hullámhosszától, akkor az ilyen testet szürkének nevezzük. A szürke test sugárzási energiája hullámhosszonkénti eloszlásának természete megegyezik az abszolút fekete testével, vagyis Planck sugárzási törvénye írja le. A szürke test feketeségének foka megegyezik abszorpciós képességével.

A rendszerbe belépő bármely test felülete visszavert sugárzást bocsát ki Qotr és saját sugárzása Qcob; a test felületét elhagyó teljes energiamennyiséget Qeff effektív sugárzási fluxusnak nevezzük, és a következő összefüggés határozza meg:

Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)

A test által elnyelt energia egy része saját sugárzása formájában visszatér a rendszerbe, így a sugárzott hőátadás eredménye a saját és az elnyelt sugárzás fluxusainak különbségeként ábrázolható. Érték

Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)

a kapott sugárzási fluxusnak nevezzük, és azt mutatja meg, hogy a szervezet mennyi energiát kap vagy veszít egységnyi idő alatt a sugárzó hőátadás eredményeként. Az így létrejövő sugárzási fluxus úgy is kifejezhető

Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)

vagyis a teljes fogyasztás és a test felületére érkező sugárzóenergia teljes megérkezése közötti különbségként. Tehát, tekintettel arra

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

kapunk egy kifejezést, amelyet széles körben használnak a sugárzó hőátadás számításaiban:

A sugárzási hőátadás számításának feladata általában az, hogy egy adott rendszerben szereplő összes felületen megtaláljuk a keletkező sugárzási fluxusokat, ha ismertek ezeknek a felületeknek a hőmérséklete és optikai jellemzői. Ennek a feladatnak a megoldásához az utolsó összefüggésen kívül meg kell találni az adott felületen lévő Qinc fluxus és a Qeff fluxusok közötti összefüggést a sugárzó hőcserélő rendszerben szereplő összes felületen. Ennek az összefüggésnek a megtalálásához a sugárzás átlagos szögtényezőjének fogalmát használjuk, amely megmutatja, hogy a sugárzó hőcserélő rendszerben lévő bizonyos felület félgömb alakú (vagyis a félgömbön belül minden irányban kibocsátott) sugárzásából mekkora hányad esik ezt a felületet. Így a sugárzó hőcserélő rendszerbe tartozó bármely felületre a Qesés fluxus az összes felület Qeff szorzata (beleértve az adott felületet is, ha homorú) és a megfelelő sugárzási szögtényezők összege.

A sugárzó hőátadás jelentős szerepet játszik a körülbelül 1000 °C és a feletti hőmérsékleten végbemenő hőátadási folyamatokban. Széles körben alkalmazzák a technológia különböző területein: a kohászatban, hőenergetikában, atomenergetikai technikában, rakétatechnikában, vegyi technológiában, szárítástechnikában és napenergia-technológiában.

Az elnyelt napsugárzás és az effektív sugárzás közötti különbség a sugárzási mérleg, vagyis a földfelszín maradék sugárzása (B). A sugárzási mérleg a Föld teljes felületére átlagolva a következő képlettel írható fel: B = Q * (1 - A) - E eff vagy B = Q - R k - E eff. A 24. ábra hozzávetőleges százalékos arányt mutat különféle fajták a sugárzási és hőmérlegben szerepet játszó sugárzás. Nyilvánvaló, hogy a Föld felszíne elnyeli a bolygóra érkezett összes sugárzás 47%-át, az effektív sugárzás pedig 18%. Így a sugárzási mérleg az egész Föld felszínére átlagolva pozitív és 29%-ot tesz ki.

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

A sugárzási egyensúly eloszlása ​​a Föld felszínén rendkívül összetett. Ennek az eloszlásnak a mintázatainak ismerete rendkívül fontos, hiszen a maradék sugárzás hatására kialakul az alatta lévő felszín és a troposzféra hőmérsékleti rendje, illetve a Föld klímája egésze. A földfelszín évi sugárzási mérlegét ábrázoló térképek elemzése (25. ábra) a következő következtetésekhez vezet.

A Föld felszínének sugárzási mérlegének éves összege szinte mindenhol pozitív, kivéve az Antarktisz és Grönland jégfennsíkjait. Éves értékei zónánként és rendszeresen csökkennek az egyenlítőtől a sarkokig a fő tényezőnek - a teljes sugárzásnak megfelelően. Ezenkívül az egyenlítő és a pólusok közötti sugárzási egyensúly értékeinek különbsége jelentősebb, mint a teljes sugárzás értékeinek különbsége. Ezért a sugárzási egyensúly zonalitása nagyon hangsúlyos.

A sugárzási egyensúly következő szabályszerűsége a szárazföldről az óceánba való átmenet során a megszakadások és az izolinok keveredése a part mentén. Ez a tulajdonság jobban kifejeződik az egyenlítői-trópusi szélességi körökben, és fokozatosan kisimul a sarkira.Az óceánok feletti nagyobb sugárzási egyensúlyt az alacsonyabb vízalbedó, különösen az egyenlítői-trópusi szélességi körökben, valamint az effektív sugárzás csökkenése magyarázza. az óceán felszínének alacsonyabb hőmérséklete és a levegő jelentős nedvességtartalma és a felhőzet. A sugárzási egyensúly megnövekedett értékei és az Óceán bolygó nagy területe (71%) miatt ő az, aki vezető szerepet játszik a Föld hőrendszerében, az óceánok és a kontinensek sugárzási egyensúlyának különbsége pedig meghatározza ezek állandó és mély egymásra gyakorolt ​​hatását minden szélességi körön.

Rizs. 25. A földfelszín évi sugárzási mérlege [MJ / (m 2 X év)] (S. P. Khromov és M. A. Petrosyants szerint)

A sugárzási egyensúly szezonális változásai az egyenlítői-trópusi szélességeken kicsik (26., 27. ábra). Ez egész évben kis hőmérséklet-ingadozásokat eredményez. Ezért az évszakokat ott nem a hőmérséklet alakulása, hanem az éves csapadékviszonyok határozzák meg. Az extratrópusi szélességi körökben az év során minőségi változások következnek be a sugárzási mérlegben pozitívról negatívra. Nyáron a mérsékelt és részben magas szélességi területeken jelentősek a sugárzási egyensúly értékei (például júniusban az Északi-sarkkör közelében lévő szárazföldön megegyeznek a trópusi sivatagokkal) és ingadozásai a szélességi körök viszonylag kicsik. Ez tükröződik a hőmérsékleti rendszerben, és ennek megfelelően az interlatitudinális keringés gyengülésében ebben az időszakban. Télen nagy kiterjedésű területeken a sugárzási mérleg negatív: a leghidegebb hónap nulla sugárzási mérlegének vonala körülbelül a 40 ° szélességi fokon halad át a szárazföldön, az óceánok felett - a 45 ° mentén. A téli eltérő termobarikus viszonyok a mérsékelt és szubtrópusi szélességi övezetekben a légköri folyamatok aktiválásához vezetnek. A mérsékelt és poláris szélességi körökben a téli negatív sugárzási mérleget részben kompenzálja az egyenlítői-trópusi szélességi körökről érkező levegő- és víztömegekkel beáramló hő. A mérsékelt és magas szélességi körök alacsony szélességeivel ellentétben az évszakokat elsősorban a sugárzási egyensúlytól függő hőviszonyok határozzák meg.

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

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

A Föld légkörének saját sugárzási egyensúlya van. A sugárzás légkörbe jutása mind a rövidhullámú napsugárzás, mind a hosszúhullámú földi sugárzás elnyelésének köszönhető. A sugárzást a légkör ellensugárzással fogyasztja, amit a földi sugárzás teljes mértékben kompenzál, valamint a kilépő sugárzások hatására. A szakértők szerint a légkör sugárzási mérlege negatív (-29%).

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

A nem sugárzásos hőátadási módszerek egyensúlyba hozzák a földfelszín és a légkör sugárzási egyensúlyát, nullára hozva mindkettőt, és megakadályozzák a felszín túlmelegedését és a Föld légkörének túlhűtését. A földfelszín a sugárzás 24%-át veszíti el a víz párolgása következtében (és a légkör ugyanennyit kap a vízgőz későbbi kondenzációja és szublimációja miatt felhők és köd formájában), és 5%-át a sugárzásnak, amikor a légkör felmelegszik a föld felszínéről. Összességében ez a földfelszínen túlzott, és a légkörből hiányzó sugárzás 29%-át teszi ki.

Rizs. 27. Földfelszín decemberi sugárzási mérlege [10 2 MJ-ban / (m 2 x M es.)]

Rizs. 28. A földfelszín hőmérlegének összetevői be nappal nap (S. P. Khromov szerint)

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

B – LE – P±G = 0,

ahol B a földfelszín sugárzási mérlege, LE a párolgási hőfogyasztás (L a párolgási fajhő, £ az elpárolgott víz tömege), P a turbulens hőcsere az alatta lévő felszín és a légkör között, G a hőcsere az alatta lévő felülettel (28. ábra). Az aktív réteg nappali és nyári melegítéséhez szükséges felületi hőveszteséget szinte teljesen kompenzálja a mélyből a felszínre való visszatérése éjszaka és télen, ezért a talaj felső rétegeinek hosszú távú éves átlagos hőmérséklete, ill. A Világóceán vize állandónak tekinthető, és G szinte minden felszínen egyenlőnek tekinthető nullával. Ezért a hosszú távú következtetésben a földfelszín és a Világóceán éves hőmérlegét a párolgásra és az alatta lévő felszín és a légkör közötti hőcserére fordítják.

A hőmérleg eloszlása ​​a Föld felszínén bonyolultabb, mint a sugárzási, számos tényező befolyásolja: felhőzet, csapadék, felszínmelegedés stb. vagy egy másik: magas szélességi fokon negatív, alacsonyban pedig pozitív. A hőhiányt az északi és déli sarkvidéken a trópusi szélességi körökről főleg az óceáni áramlatok és a légtömegek segítségével történő átvitelével kompenzálják, ezáltal termikus egyensúlyt teremtenek a földfelszín különböző szélességei között.

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

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

A hőmérleg jellege és energiaszintje meghatározza a földrajzi burokban zajló folyamatok többségének jellemzőit és intenzitását, és mindenekelőtt a troposzféra hőháztartását.

A légkör a Föld felszínéhez hasonlóan szinte teljes hőjét a Naptól kapja. További fűtési források közé tartozik a Föld beléből származó hő, de ez a teljes hőmennyiségnek csak egy százalékának töredéke.

Bár a napsugárzás arra szolgál az egyetlen forrás hő a földfelszín számára, termikus rezsim földrajzi boríték nemcsak a sugárzási egyensúly következménye. A naphő átalakul és újraeloszlik a földi tényezők hatására, és elsősorban a levegő és az óceáni áramlatok alakítják át. Ezek viszont a napsugárzás egyenetlen eloszlásából adódnak a szélességi fokokon. Ez az egyik legtisztább példa a természet különböző összetevőinek szoros globális kapcsolatára és kölcsönhatására.

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

A hő eloszlása ​​a légkörben konvekcióval, hővezetéssel és sugárzással történik. A termikus konvekció mindenhol megnyilvánul a bolygón, a szelek, a felszálló és a leszálló légáramlatok mindenütt jelen vannak. A konvekció különösen hangsúlyos a trópusokon.

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

A hő be- és kiáramlása az alsó légkörben nem azonos a különböző szélességi fokokon. 38°-tól északra SH. több hőt bocsátanak ki, mint amennyit elnyelnek. Ezt a veszteséget a mérsékelt övi szélességi fokokra irányított meleg óceáni és légáramlatok kompenzálják.

Az átvétel és a kiadás folyamata napenergia, a Föld légkörének teljes rendszerének fűtését és hűtését hőegyensúly jellemzi. Ha 100%-nak vesszük a légkör felső határának éves napenergia-bevitelét, akkor a napenergia egyensúlya így fog kinézni: 42% visszaverődik a Földről és visszakerül a világűrbe (ez az érték jellemzi a Földet albedó), amelynek 38%-át a légkör és 4%-át a föld felszíne tükrözi vissza. A maradékot (58%) abszorbeálja: 14%-át a légkör és 44%-át a földfelszín. A Föld felforrósodott felülete visszaadja az általa elnyelt összes energiát. Ugyanakkor a földfelszín energiasugárzása 20%, 24% a levegő felmelegítésére és a nedvesség elpárologtatására fordítódik (5,6% a levegő felmelegítésére és 18,4% a nedvesség elpárologtatására).

Ilyen Általános tulajdonságok a földgömb egészének hőmérlegét. Valójában a különböző felületekhez tartozó különböző szélességi öveknél a hőegyensúly közel sem lesz azonos. Így bármely terület hőegyensúlya felborul napkelte és napnyugtakor, az évszakok váltakozásával, a légköri viszonyoktól (felhőzet, levegő páratartalom és portartalom), a felszín jellegétől (víz vagy föld, erdő vagy hagyma) függően. , hótakaró vagy csupasz talaj). ), tengerszint feletti magasság. A legtöbb hőt éjszaka, télen, valamint nagy magasságban ritka, tiszta, száraz levegőn keresztül sugározzák ki. De végül a sugárzásból eredő veszteségeket a Napból érkező hő kompenzálja, és a dinamikus egyensúlyi állapot uralkodik a Föld egészén, különben felmelegedne, vagy éppen ellenkezőleg, lehűlne.

Levegő hőmérséklet

A légkör felmelegedése eléggé nehéz út. A napsugarak rövid, a látható vöröstől az ultraibolya fényig terjedő hullámhosszai a Föld felszíne közelében hosszabb hőhullámokká alakulnak, amelyek később a Föld felszínéről kibocsátva felmelegítik a légkört. A légkör alsó rétegei gyorsabban felmelegszenek, mint a felsők, ami a földfelszín jelzett hősugárzásával és azzal magyarázható, hogy nagy sűrűségűek és vízgőzzel telítettek.

jellemző tulajdonság A troposzférában a hőmérséklet függőleges eloszlása ​​a magassággal való csökkenés. Az átlagos függőleges hőmérsékleti gradiens, azaz a 100 m magasságra számított átlagos csökkenés 0,6 °C. A nedves levegő lehűlése páralecsapódással jár. Ebben az esetben bizonyos mennyiségű hő szabadul fel, amelyet a gőz képzésére fordítottak. Ezért, amikor a nedves levegő felemelkedik, majdnem kétszer olyan lassan hűl le, mint a száraz levegő. A száraz levegő geotermikus együtthatója a troposzférában átlagosan 1 °C.

A felmelegedett földfelszínről és víztestekről felszálló levegő alacsony nyomású zónába kerül. Ez lehetővé teszi, hogy kitáguljon, és ezzel összefüggésben bizonyos mennyiségű hőenergia alakul át mozgási energiává. A folyamat eredményeként a levegő lehűl. Ha ugyanakkor sehonnan nem kap hőt és nem ad sehova, akkor a teljes leírt folyamatot adiabatikus, vagy dinamikus hűtésnek nevezzük. És fordítva, a levegő leereszkedik, belép a nagynyomású zónába, az őt körülvevő levegő lecsapódik, és a mechanikai energia hőenergiává alakul. Emiatt a levegő adiabatikus felmelegedést szenved, ami átlagosan 1 °C minden 100 m süllyedés után.

Néha a hőmérséklet emelkedik a magassággal. Ezt a jelenséget inverziónak nevezik. Az u "megnyilvánulások okai változatosak: a Föld sugárzása jégtakarók felett, erős meleg levegő áramlatok áthaladása a hideg felszínen. Az inverziók különösen jellemzőek a hegyvidéki régiókra: a nehéz hideg levegő a hegyi üregekbe áramlik, és ott megtorpan, kiszorítva könnyebb meleg levegő felfelé.

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

A földfelszín éves hőmérsékleteinek eloszlásában bizonyos földrajzi törvényszerűségek derültek ki.

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

2. Az Egyenlítőtől északra és délre a hőmérséklet egyenetlenül változik. Az Egyenlítő és a 25. szélességi kör között a hőmérséklet csökkenése nagyon lassú – tíz szélességi fokonként kevesebb, mint két fok. Mindkét féltekén a szélesség 25° és 80° között a hőmérséklet nagyon gyorsan csökken. Ez a csökkenés helyenként meghaladja a 10 °C-ot. A pólusok felé haladva ismét csökken a hőmérsékletcsökkenés mértéke.

3. A déli félteke összes párhuzamának éves átlaghőmérséklete kevesebb hőmérséklet releváns párhuzamok északi félteke. A túlnyomórészt "kontinentális" északi félteke átlagos levegőhőmérséklete januárban +8,6 ° С, júliusban +22,4 ° С; a déli "óceáni" féltekén a júliusi átlaghőmérséklet +11,3 °C, januárban - +17,5 °C. Az északi féltekén a léghőmérséklet-ingadozás éves amplitúdója kétszer akkora, mert az eloszlás sajátosságai a szárazföld és a tenger a megfelelő szélességeken, valamint a grandiózus jégkupola Antarktisz hűsítő hatása a déli félteke éghajlatára.

Az izoterma térképek fontos jellemzőket adnak a levegő hőmérséklet-eloszlására a Földön. Így a júliusi izotermák földfelszíni eloszlásának elemzése alapján a következő főbb következtetések fogalmazhatók meg.

1. Mindkét félteke extratrópusi vidékein a kontinensek feletti izotermák észak felé hajlanak az ablakokon elfoglalt helyzetükhöz képest. Az északi féltekén ez annak a ténynek köszönhető, hogy a földet jobban felmelegítik, mint a tengert, délen pedig az ellenkező arányt: ebben az időben a szárazföld hidegebb, mint a tenger.

2. Az óceánok felett a júliusi izotermák a hideg levegő hőmérsékleti áramlatainak hatását tükrözik. Ez különösen a nyugati partok mentén figyelhető meg Észak Amerikaés Afrika, amelyeket a kaliforniai és a kanári-óceáni áramlások hideg vonala mos. A déli féltekén az izotermák az északival ellentétes irányba görbülnek - szintén hideg áramlatok hatására.

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

A januári izotermák eloszlásának is megvannak a maga sajátosságai.

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

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

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

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

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

A bioszférában végbemenő összes folyamat fő energiaforrása a napsugárzás. A Földet körülvevő légkör gyengén nyeli el a Nap rövidhullámú sugárzását, amely főként a Föld felszínét éri el. A napsugárzás egy részét a légkör elnyeli és szétszórja. A beeső napsugárzás abszorpciója az ózon, szén-dioxid, vízgőz és aeroszolok légkörben való jelenlétének köszönhető.[ ...]

A beeső napfluxus hatására, annak elnyelése következtében a földfelszín felmelegszik, és a légkör felé irányuló hosszúhullámú (LW) sugárzás forrásává válik. A légkör ezzel szemben a Föld felé irányuló DW sugárzás (ún. légköri ellensugárzás) forrása is. Ebben az esetben kölcsönös hőcsere történik a földfelszín és a légkör között. A földfelszín által elnyelt HF sugárzás és az effektív sugárzás közötti különbséget sugárzási mérlegnek nevezzük. A HF napsugárzás energiájának átalakulása, amikor azt a földfelszín és a légkör elnyeli, a köztük zajló hőcsere alkotja a Föld hőmérlegét.[ ...]

Fő jellemzője A légkör sugárzási rezsimje az üvegházhatás, ami abból áll, hogy a HF sugárzás többnyire eléri a földfelszínt, ami felmelegszik, a Föld DW sugárzását pedig késlelteti a légkör, miközben csökkenti a hőátadást. a Föld az űrbe. A légkör egyfajta hőszigetelő héj, amely megakadályozza a Föld lehűlését. A CO2, H20 gőz, aeroszolok stb. százalékos arányának növelése fokozza az üvegházhatást, ami az alsó légkör átlaghőmérsékletének emelkedéséhez és az éghajlat felmelegedéséhez vezet. A légkör hősugárzásának fő forrása a földfelszín.[ ...]

A földfelszín és a légkör által elnyelt napsugárzás intenzitása 237 W/m2, ebből a földfelszín 157 W/m2, a légkör 80 W/m2. A Föld hőegyensúlya Általános nézetábrán látható. 6.15.[ ...]

A földfelszín sugárzási mérlege 105 W/m2, a belőle származó effektív sugárzás egyenlő az elnyelt sugárzás és a sugárzási mérleg különbségével és 52 W/m2. A sugárzási mérleg energiáját a Föld légkörrel való turbulens hőcseréjére fordítják, ami 17 W/m2, és a víz párolgási folyamatára, ami 88 W/m2.[ ...]

Az atmoszféra hőátadásának sémája az ábrán látható. 6.16. Amint ebből a diagramból látható, a légkör kap hőenergia három forrásból: a Napból, körülbelül 80 W/m2 intenzitású elnyelt HF sugárzás formájában; a földfelszínről érkező vízgőz kondenzációjából származó hő, amely 88 W/m2; turbulens hőcsere a Föld és a légkör között (17 W/m2).[ ...]

A hőátadó összetevők összege (185 W/m) megegyezik a légkör hőveszteségével DW sugárzás formájában a világűrbe. A beeső napsugárzás jelentéktelen, a hőmérleg adott összetevőinél lényegesen kisebb részét a légkörben lezajló egyéb folyamatokra fordítják.[ ...]

A kontinensekről, valamint a tengerek és óceánok felszínéről való párolgási különbséget a légáramlatok és a földgömb vízterületeibe beáramló folyók áramlásának folyamatai kompenzálják.