บรรยากาศก็เหมือนกับพื้นผิวโลกที่ได้รับความร้อนเกือบทั้งหมดจากดวงอาทิตย์ แหล่งความร้อนอื่นๆ ได้แก่ความร้อนที่มาจากส่วนลึกของโลก แต่มีเพียงเศษเสี้ยวของปริมาณความร้อนทั้งหมด

แม้ว่ารังสีดวงอาทิตย์จะทำหน้าที่เป็นแหล่งความร้อนเพียงแห่งเดียวสำหรับ พื้นผิวโลกรูปแบบการระบายความร้อนของเปลือกทางภูมิศาสตร์ไม่ได้เป็นเพียงผลจากความสมดุลของรังสีเท่านั้น ความร้อนจากแสงอาทิตย์ถูกเปลี่ยนและกระจายใหม่ภายใต้อิทธิพลของปัจจัยภาคพื้นดิน และส่วนใหญ่ถูกเปลี่ยนแปลงโดยกระแสลมและมหาสมุทร ในทางกลับกัน มีสาเหตุมาจากการกระจายรังสีดวงอาทิตย์ที่ไม่สม่ำเสมอทั่วละติจูด นี่เป็นหนึ่งในตัวอย่างที่โดดเด่นที่สุดของการเชื่อมโยงระดับโลกและการมีปฏิสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดขององค์ประกอบต่างๆ ในธรรมชาติ

สำหรับธรรมชาติที่มีชีวิตของโลก การกระจายความร้อนระหว่างละติจูดที่ต่างกัน ตลอดจนระหว่างมหาสมุทรและทวีปต่างๆ ถือเป็นสิ่งสำคัญ ด้วยกระบวนการนี้ การกระจายความร้อนเชิงพื้นที่ที่ซับซ้อนมากจึงเกิดขึ้นบนพื้นผิวโลกตามทิศทางการเคลื่อนที่ของอากาศและกระแสน้ำในมหาสมุทรที่เหนือกว่า อย่างไรก็ตาม ตามกฎแล้วการถ่ายเทความร้อนทั้งหมดจะถูกส่งตรงจากละติจูดต่ำไปสูงและจากมหาสมุทรไปยังทวีป

การกระจายความร้อนในบรรยากาศเกิดขึ้นผ่านการพาความร้อน การนำ และการแผ่รังสี การพาความร้อนเกิดขึ้นทุกแห่งบนโลก ทั้งลม กระแสลมขึ้นและลงมีอยู่ทุกหนทุกแห่ง การพาความร้อนมีความแข็งแกร่งเป็นพิเศษในเขตร้อน

การนำความร้อนนั่นคือการถ่ายโอนความร้อนผ่านการสัมผัสโดยตรงกับบรรยากาศกับพื้นผิวโลกที่อบอุ่นหรือเย็นมีความสำคัญค่อนข้างน้อยเนื่องจากอากาศเป็นตัวนำความร้อนที่ไม่ดี เป็นคุณสมบัตินี้ที่พบการใช้งานที่กว้างขวางในการผลิตกรอบหน้าต่างกระจกสองชั้น

อินพุตและค่าใช้จ่ายความร้อนในบรรยากาศชั้นล่างที่ละติจูดต่างกันไม่เท่ากัน เหนือ 38°N ว. ความร้อนจะถูกปล่อยออกมามากกว่าที่ถูกดูดซับ การสูญเสียนี้ได้รับการชดเชยด้วยกระแสลมอุ่นและกระแสลมที่ส่งตรงไปยังละติจูดพอสมควร

กระบวนการรับและการใช้พลังงานแสงอาทิตย์ การทำความร้อนและความเย็นของระบบทั้งหมดของชั้นบรรยากาศโลกนั้นมีความสมดุลของความร้อน หากเรานำพลังงานแสงอาทิตย์ที่จ่ายต่อปีไปที่ขอบเขตด้านบนของชั้นบรรยากาศเป็น 100% ความสมดุลของพลังงานแสงอาทิตย์จะมีลักษณะดังนี้: 42% สะท้อนจากโลกและกลับสู่อวกาศรอบนอก (ค่านี้เป็นลักษณะของโลก อัลเบโด้) โดย 38% สะท้อนจากชั้นบรรยากาศและ 4% - พื้นผิวโลก ส่วนที่เหลือ (58%) ถูกดูดซับ: 14% โดยชั้นบรรยากาศ และ 44% โดยพื้นผิวโลก พื้นผิวโลกที่ร้อนจะคืนพลังงานทั้งหมดที่โลกดูดซับกลับมา ในเวลาเดียวกันการแผ่รังสีพลังงานจากพื้นผิวโลกคือ 20%, 24% ใช้ในการทำให้อากาศร้อนและความชื้นระเหย (5.6% สำหรับการทำความร้อนในอากาศและ 18.4% สำหรับการระเหยของความชื้น)

เช่น ลักษณะทั่วไป สมดุลความร้อนโลกโดยรวม ที่จริงแล้ว สำหรับโซนละติจูดที่ต่างกันสำหรับพื้นผิวที่แตกต่างกัน ความสมดุลของความร้อนจะห่างไกลจากสิ่งเดียวกัน ดังนั้น สมดุลความร้อนของดินแดนใดๆ จะถูกรบกวนในเวลาพระอาทิตย์ขึ้นและพระอาทิตย์ตก โดยการเปลี่ยนแปลงของฤดูกาล ขึ้นอยู่กับสภาพบรรยากาศ (ความขุ่นมัว ความชื้นในอากาศ และปริมาณฝุ่น) ธรรมชาติของพื้นผิว (น้ำหรือพื้นดิน ป่าหรือหัวหอม หิมะ ปกคลุมหรือพื้นดินเปล่า ) ความสูงเหนือระดับน้ำทะเล ความร้อนส่วนใหญ่ปล่อยออกมาในเวลากลางคืน ในฤดูหนาว และผ่านอากาศที่สะอาดและแห้งบางๆ ที่ระดับความสูงที่สูง แต่ในท้ายที่สุด ความสูญเสียอันเนื่องมาจากรังสีจะได้รับการชดเชยด้วยความร้อนที่มาจากดวงอาทิตย์ และบนโลกโดยรวม สภาวะสมดุลไดนามิกจะมีชัย มิฉะนั้นมันจะร้อนขึ้นหรือในทางกลับกัน เย็นลง

อุณหภูมิอากาศ

การให้ความร้อนของบรรยากาศเกิดขึ้นในลักษณะที่ค่อนข้างซับซ้อน ความยาวคลื่นสั้นของแสงแดดตั้งแต่แสงสีแดงที่มองเห็นได้ไปจนถึงแสงอัลตราไวโอเลตจะถูกแปลงที่พื้นผิวโลกให้เป็นคลื่นความร้อนที่ยาวขึ้น ซึ่งต่อมาจะทำให้เกิดความร้อนในชั้นบรรยากาศเมื่อปล่อยออกมาจากพื้นผิวโลก บรรยากาศชั้นล่างจะร้อนเร็วกว่าชั้นบนซึ่งอธิบายได้จากการแผ่รังสีความร้อนที่ระบุจากพื้นผิวโลกและความจริงที่ว่าพวกมันมีความหนาแน่นสูงกว่าและอิ่มตัวด้วยไอน้ำ

คุณลักษณะเฉพาะของการกระจายอุณหภูมิในแนวตั้งในชั้นโทรโพสเฟียร์คือการลดลงตามความสูง การไล่ระดับอุณหภูมิแนวตั้งโดยเฉลี่ยนั่นคือการลดลงเฉลี่ยที่คำนวณต่อความสูง 100 ม. คือ 0.6 ° C การระบายความร้อนของอากาศชื้นจะมาพร้อมกับการควบแน่นของความชื้น ในกรณีนี้ความร้อนจำนวนหนึ่งจะถูกปล่อยออกมาซึ่งใช้ไปกับการก่อตัวของไอน้ำ ดังนั้นเมื่ออากาศชื้นลอยขึ้น การระบายความร้อนจะเกิดขึ้นเร็วกว่าอากาศแห้งเกือบสองเท่า ค่าสัมประสิทธิ์ความร้อนใต้พิภพของอากาศแห้งในชั้นโทรโพสเฟียร์เฉลี่ย 1 °C

อากาศที่ลอยขึ้นมาจากพื้นผิวที่ร้อนของพื้นดินและแหล่งน้ำจะเข้าสู่บริเวณที่มีความกดอากาศต่ำ สิ่งนี้ทำให้สามารถขยายตัวได้ และด้วยเหตุนี้ พลังงานความร้อนจำนวนหนึ่งจึงถูกแปลงเป็นพลังงานจลน์ ผลของกระบวนการนี้ทำให้อากาศเย็นลง หากในเวลาเดียวกันไม่ได้รับความร้อนจากที่ใดก็ได้และไม่กระจายไปที่ใดเลย กระบวนการทั้งหมดที่อธิบายไว้จะเรียกว่าอะเดียแบติกหรือการทำความเย็นแบบไดนามิก และในทางกลับกัน อากาศลงมาและเข้าสู่บริเวณที่มีความกดอากาศสูง และถูกอัดด้วยอากาศที่ล้อมรอบ และพลังงานกลจะเปลี่ยนเป็นพลังงานความร้อน ด้วยเหตุนี้อากาศจึงได้รับความร้อนแบบอะเดียแบติกซึ่งมีอุณหภูมิเฉลี่ย 1 ° C ทุกๆ 100 ม. ของการสืบเชื้อสาย

บางครั้งอุณหภูมิของอากาศจะเพิ่มขึ้นตามระดับความสูง ปรากฏการณ์นี้เรียกว่าการผกผัน สาเหตุของการปรากฏนี้มีหลากหลาย: การแผ่รังสีจากโลกเหนือแผ่นน้ำแข็ง การเคลื่อนตัวของกระแสลมอุ่นที่แรงเหนือพื้นผิวเย็น การผกผันเป็นเรื่องปกติโดยเฉพาะอย่างยิ่งสำหรับบริเวณภูเขา: อากาศเย็นหนักไหลลงสู่แอ่งภูเขาและหยุดนิ่งที่นั่น แทนที่ไฟแช็ก อากาศร้อนขึ้นไป

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศรายวันและรายปีสะท้อนถึงสถานะความร้อนของพื้นผิว ในชั้นผิวของอากาศ ค่าสูงสุดรายวันจะกำหนดไว้ที่ 14-15 ชั่วโมง และค่าต่ำสุดจะสังเกตได้หลังพระอาทิตย์ขึ้น แอมพลิจูดรายวันที่ใหญ่ที่สุดเกิดขึ้นในละติจูดกึ่งเขตร้อน (30 ° C) ซึ่งเล็กที่สุดในละติจูดขั้วโลก (5 ° C) ความแปรผันของอุณหภูมิในแต่ละปีขึ้นอยู่กับละติจูด ลักษณะของพื้นผิวด้านล่าง ความสูงของสถานที่เหนือระดับมหาสมุทร ความโล่งใจ และระยะห่างจากมหาสมุทร

รูปแบบทางภูมิศาสตร์บางอย่างได้รับการระบุในการกระจายของอุณหภูมิประจำปีบนพื้นผิวโลก

1. ในซีกโลกทั้งสอง อุณหภูมิเฉลี่ยจะลดลงเมื่อหันไปทางขั้ว อย่างไรก็ตาม เส้นศูนย์สูตรความร้อน - เส้นขนานอุ่นที่มีอุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปี 27 ° C - ตั้งอยู่ในซีกโลกเหนือที่ละติจูดประมาณ 15-20 ° สิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าที่ดินครอบครองพื้นที่ใหญ่กว่าบริเวณเส้นศูนย์สูตรทางภูมิศาสตร์

2. จากเส้นศูนย์สูตรไปทางเหนือและใต้ อุณหภูมิเปลี่ยนแปลงไม่สม่ำเสมอ ระหว่างเส้นศูนย์สูตรกับเส้นขนานที่ 25 อุณหภูมิจะลดลงอย่างช้าๆ มาก โดยน้อยกว่า 2 องศาต่อละติจูด 10 องศา ระหว่างละติจูด 25° ถึง 80° ในซีกโลกทั้งสอง อุณหภูมิจะลดลงอย่างรวดเร็ว ในบางสถานที่อุณหภูมิที่ลดลงนี้เกิน 10 ° C เมื่อหันไปทางขั้วแล้ว อัตราอุณหภูมิที่ลดลงก็จะลดลงอีกครั้ง

3. อุณหภูมิเฉลี่ยรายปีของทุกแนว ซีกโลกใต้น้อยกว่าอุณหภูมิของเส้นขนานที่สอดคล้องกันในซีกโลกเหนือ อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยของ "แผ่นดินใหญ่" ส่วนใหญ่ในซีกโลกเหนือคือ +8.6 ° C ในเดือนมกราคม +22.4 ° C ในเดือนกรกฎาคม ในซีกโลก "มหาสมุทร" ทางใต้อุณหภูมิเฉลี่ยในเดือนกรกฎาคมคือ +11.3 ° C ในเดือนมกราคม - +17.5 ° C ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศในซีกโลกเหนือที่ใหญ่เป็นสองเท่าต่อปีนั้นอธิบายได้จากลักษณะเฉพาะของการกระจายตัวของ แผ่นดินและทะเลที่ละติจูดที่สอดคล้องกัน และผลกระทบความเย็นของโดมน้ำแข็งแอนตาร์กติกาอันยิ่งใหญ่ที่มีต่อสภาพอากาศของซีกโลกใต้

ลักษณะสำคัญของการกระจายตัวของอุณหภูมิอากาศบนโลกได้มาจากแผนที่ไอโซเทอร์ม ดังนั้น จากการวิเคราะห์การกระจายตัวของไอโซเทอร์มเดือนกรกฎาคมบนพื้นผิวโลก จึงได้ข้อสรุปหลักๆ ดังต่อไปนี้

1. ในบริเวณนอกเขตร้อนของทั้งสองซีกโลก ไอโซเทอร์มเหนือทวีปจะโค้งงอไปทางเหนือเมื่อเทียบกับตำแหน่งบนหน้าต่าง ในซีกโลกเหนือ นี่เป็นเพราะความจริงที่ว่าแผ่นดินมีความร้อนมากกว่าทะเล แต่ในซีกโลกใต้ความสัมพันธ์กลับตรงกันข้าม ในเวลานี้แผ่นดินเย็นกว่าทะเล

2. อุณหภูมิคงที่เหนือมหาสมุทรในเดือนกรกฎาคมสะท้อนถึงอิทธิพลของกระแสน้ำอุณหภูมิอากาศเย็น สิ่งนี้สังเกตได้ชัดเจนเป็นพิเศษตามชายฝั่งตะวันตกของอเมริกาเหนือและแอฟริกา ซึ่งถูกกระแสน้ำพัดผ่านจากกระแสน้ำในมหาสมุทรแคลิฟอร์เนียและคานารีที่หนาวเย็น ในซีกโลกใต้ ไอโซเทอร์มจะโค้งเข้ามา ฝั่งตรงข้ามไปทางเหนือ - อยู่ภายใต้อิทธิพลของกระแสน้ำเย็นด้วย

3. อุณหภูมิเฉลี่ยสูงสุดในเดือนกรกฎาคมจะพบได้ในทะเลทรายทางตอนเหนือของเส้นศูนย์สูตร ช่วงนี้อากาศร้อนเป็นพิเศษในแคลิฟอร์เนีย ซาฮารา อาระเบีย อิหร่าน และเอเชียตอนใน

การกระจายตัวของไอโซเทอร์มเดือนมกราคมก็มีลักษณะเฉพาะของตัวเองเช่นกัน

1. ส่วนโค้งของไอโซเทอร์มเหนือมหาสมุทรทางเหนือและเหนือแผ่นดินทางทิศใต้มีความโดดเด่นและตัดกันมากยิ่งขึ้น สิ่งนี้ชัดเจนที่สุดในซีกโลกเหนือ การโค้งงอของไอโซเทอร์มที่รุนแรงไปทางขั้วโลกเหนือสะท้อนถึงบทบาททางความร้อนที่เพิ่มขึ้นของกระแสน้ำในมหาสมุทรกัลฟ์สตรีมในมหาสมุทรแอตแลนติกและคูโร-ซิโอในมหาสมุทรแปซิฟิก

2. ในบริเวณนอกเขตร้อนของทั้งสองซีกโลก ไอโซเทอร์มเหนือทวีปต่างๆ จะโค้งไปทางทิศใต้อย่างเห็นได้ชัด สิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าในซีกโลกเหนือแผ่นดินจะเย็นกว่าและในซีกโลกใต้จะอุ่นกว่าทะเล

3. อุณหภูมิเฉลี่ยสูงสุดในเดือนมกราคม เกิดขึ้นในทะเลทรายของเขตเขตร้อนของซีกโลกใต้

4. พื้นที่ที่มีการระบายความร้อนมากที่สุดในโลกในเดือนมกราคม เช่นเดียวกับเดือนกรกฎาคม คือ แอนตาร์กติกาและกรีนแลนด์

โดยทั่วไป อาจกล่าวได้ว่าไอโซเทอร์มของซีกโลกใต้ในทุกฤดูกาลของปีมีรูปแบบการปะทะที่เป็นเส้นตรง (latitudinal) มากกว่า การไม่มีความผิดปกติที่มีนัยสำคัญระหว่างไอโซเทอร์มในที่นี้อธิบายได้จากความเด่นที่มีนัยสำคัญของผิวน้ำเหนือพื้นดิน การวิเคราะห์วิถีไอโซเทอร์มบ่งชี้ว่าอุณหภูมิขึ้นอยู่กับอุณหภูมิอย่างใกล้ชิดไม่เพียงแต่ปริมาณรังสีดวงอาทิตย์เท่านั้น แต่ยังรวมถึงการกระจายความร้อนโดยกระแสน้ำในมหาสมุทรและอากาศด้วย

แหล่งพลังงานหลักสำหรับกระบวนการทางกายภาพ เคมี และชีวภาพส่วนใหญ่ในชั้นบรรยากาศ อุทกสเฟียร์ และในชั้นบนของเปลือกโลกคือรังสีจากแสงอาทิตย์ ดังนั้นอัตราส่วนของส่วนประกอบต่างๆ - อธิบายลักษณะของการเปลี่ยนแปลงในเปลือกเหล่านี้

ต.บ. เป็นตัวแทนของสูตรเฉพาะของกฎการอนุรักษ์พลังงาน และรวบรวมไว้สำหรับส่วนของพื้นผิวโลก (T.b. ของพื้นผิวโลก) สำหรับเสาแนวตั้งที่ผ่านชั้นบรรยากาศ (T.b. บรรยากาศ) สำหรับคอลัมน์ดังกล่าวที่ผ่านชั้นบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลก - ไฮโดรสเฟียร์ (T. b. โลก - ระบบบรรยากาศ)

ต.บ. พื้นผิวโลก: R + P + F0 + LE = 0 คือผลรวมเชิงพีชคณิตของพลังงานที่ไหลระหว่างองค์ประกอบของพื้นผิวโลกและพื้นที่โดยรอบ ฟลักซ์เหล่านี้ประกอบด้วยรังสี (หรือรังสีตกค้าง) R - ระหว่างรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นที่ถูกดูดซับกับรังสีที่มีประสิทธิภาพคลื่นยาวจากพื้นผิวโลก ความสมดุลของรังสีที่เป็นบวกหรือลบจะได้รับการชดเชยด้วยการไหลของความร้อนหลายๆ ครั้ง เนื่องจากพื้นผิวโลกมักจะไม่เท่ากับอุณหภูมิอากาศ ความร้อนจึงเกิดขึ้นระหว่างพื้นผิวด้านล่างกับชั้นบรรยากาศ การไหลของความร้อน F0 ที่คล้ายกันเกิดขึ้นระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นลึกของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์ ในกรณีนี้ การไหลของความร้อนในดินจะถูกกำหนดโดยการนำความร้อนระดับโมเลกุล ในขณะที่ในแหล่งกักเก็บจะมีความปั่นป่วนไม่มากก็น้อย การไหลของความร้อน F0 ระหว่างพื้นผิวของอ่างเก็บน้ำกับชั้นที่ลึกกว่านั้นมีค่าเท่ากับตัวเลขการเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนของอ่างเก็บน้ำในช่วงเวลาที่กำหนด และการถ่ายเทความร้อนโดยกระแสในอ่างเก็บน้ำ จำเป็นใน T.b. พื้นผิวโลกมักจะมีความร้อนบน LE ซึ่งหมายถึงมวลของน้ำระเหย E ต่อความร้อนของการระเหย L ค่าของ LE ขึ้นอยู่กับความชื้นของพื้นผิวโลก อุณหภูมิ ความชื้นในอากาศ และความเข้มของการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วน ในชั้นผิวของอากาศซึ่งเป็นตัวกำหนดการถ่ายเทน้ำจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ

สมการ T.b. บรรยากาศมี: Ra + Lr + P + Fa = DW

ต.บ. บรรยากาศประกอบด้วยความสมดุลของรังสี Ra; การมาถึงหรือการใช้ความร้อน Lr ในระหว่างการเปลี่ยนเฟสของน้ำในบรรยากาศ (g - การตกตะกอน) การไหลเข้าหรือการไหลของความร้อน P เนื่องจากการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนของบรรยากาศกับพื้นผิวโลก การมาถึงหรือการสูญเสียความร้อนฟ้าที่เกิดจากการแลกเปลี่ยนความร้อนผ่านผนังแนวตั้งของคอลัมน์ซึ่งสัมพันธ์กับการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศและความปั่นป่วนแบบมหภาค นอกจากนี้ ในสมการ T.b. บรรยากาศรวมถึง DW ซึ่งเท่ากับขนาดของการเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนภายในคอลัมน์

สมการ T.b. ระบบโลกและบรรยากาศสอดคล้องกับผลรวมพีชคณิตของสมการ T.b. พื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศ ส่วนประกอบของ T.b. พื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศสำหรับภูมิภาคต่างๆ ของโลกถูกกำหนดโดยการสังเกตทางอุตุนิยมวิทยา (ที่สถานีแอกติโนเมตริก ที่สถานีอุตุนิยมวิทยาพิเศษ บนดาวเทียมอุตุนิยมวิทยาของโลก) หรือโดยการคำนวณทางภูมิอากาศ

ค่าละติจูดของส่วนประกอบของ T.b. พื้นผิวโลกสำหรับมหาสมุทร แผ่นดิน และโลก และ T. b. บรรยากาศได้รับในตารางที่ 1, 2 โดยที่ค่าของเงื่อนไขของ T. b ถือว่าเป็นบวกหากสอดคล้องกับการมาถึงของความร้อน เนื่องจากตารางเหล่านี้อ้างถึงเงื่อนไขรายปีโดยเฉลี่ย จึงไม่รวมคำศัพท์ที่แสดงถึงการเปลี่ยนแปลงในปริมาณความร้อนของบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลก เนื่องจากเงื่อนไขเหล่านี้มีค่าใกล้เคียงกับศูนย์

สำหรับโลกพร้อมกับชั้นบรรยากาศ T. b. นำเสนอเมื่อ หน่วยของพื้นที่ผิวของขอบเขตด้านนอกของชั้นบรรยากาศได้รับฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์เท่ากับค่าเฉลี่ยประมาณ 250 กิโลแคลอรี/ซม.2 ใน ซึ่งในจำนวนนั้นสะท้อนกลับโลกประมาณ 4 และ 167 กิโลแคลอรี/ซม.2 ต่อปีคือ ถูกดูดซับโดยโลก (ลูกศร Qs บน ข้าว.- การแผ่รังสีคลื่นสั้นมาถึงพื้นผิวโลกเท่ากับ 126 kcal/cm2 ต่อปี; สะท้อนถึงปริมาณนี้ 18 kcal/cm2 ต่อปี และ 108 kcal/cm2 ต่อปีถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลก (ลูกศร Q) บรรยากาศดูดซับรังสีคลื่นสั้นได้ 59 kcal/cm2 ต่อปี ซึ่งน้อยกว่าของโลกอย่างมาก การแผ่รังสีคลื่นยาวที่มีประสิทธิผลของพื้นผิวโลกคือ 36 kcal/cm2 ต่อปี (ลูกศร I) ดังนั้นความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกคือ 72 kcal/cm2 ต่อปี การแผ่รังสีคลื่นยาวจากโลกสู่อวกาศคือ 167 kcal/cm2 ต่อปี (ลูกศร คือ) ดังนั้น พื้นผิวโลกจึงได้รับพลังงานรังสีประมาณ 72 กิโลแคลอรี/ซม.2 ต่อปี ซึ่งบางส่วนถูกใช้ไปกับการระเหยของน้ำ (วงกลม LE) และบางส่วนกลับคืนสู่ชั้นบรรยากาศผ่านการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วน (ลูกศร P)

โต๊ะ 1. - สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก, kcal/cm2 year

องศา

โลกโดยเฉลี่ย

Rเพียงใด?

R۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞

۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۞۷۞۷۞۷۞۷۞۷۞۰۰۰۷۞۰۰۷۞۰۞۰۰۞۰۰۞۰۞۰۞۰۞۰۞۰۪۞۞۞۞۞۞۞۰۞۞۞۞۞۞|F0.มันคง.

ละติจูด 70-60 เหนือ

ละติจูด 0-10 ใต้

โลกโดยรวม

23-══33═══-16════26

29-══39═══-16════26

51-══53═══-14════16

83-══86═══-13════16

113-105═══- 9═══════1

119-══99═══- 6═-14

115-══80═══- 4═-31

115-══84═══- 4═-27

113-104═══-5════-4

101-100═══- 7══════6

82-══80═══-9═══════7

57-══55═══-9═══════7

28-══31═══-8══════11

82-══74═══-8═══════0

20═══-14══- 6

30═══-19══-11

45═══-24══-21

60═══-23══-37

69═══-20══-49

71═══-29══-42

72═══-48══-24

72═══-50══-22

73═══-41══-32

70═══-28══-42

62═══-28══-34

41═══-21══-20

31═══-20══-11

49═══-25══-24

21-20══- 9═══════8

30-28═-13═════11

48-38═-17══════7

73-59═-23══════9

96-73═-24══════1

106-81═-15═-10

105-72══- 9═-24

105-76══- 8═-21

104-90═-11═══-3

94-83═-15══════4

80-74═-12══════6

56-53══- 9══════6

28-31══- 8════11

72-60═-12══════0

ข้อมูลส่วนประกอบของ T.b. ถูกนำมาใช้ในการพัฒนาปัญหาต่างๆ มากมายในด้านภูมิอากาศวิทยา อุทกวิทยาของแผ่นดิน และสมุทรศาสตร์ ใช้เพื่อยืนยันแบบจำลองเชิงตัวเลขของทฤษฎีสภาพภูมิอากาศและเพื่อทดสอบผลลัพธ์ของการใช้แบบจำลองเหล่านี้เชิงประจักษ์ เนื้อหาเกี่ยวกับ T.b. เล่นใหญ่

สมดุลความร้อนของระบบบรรยากาศโลก

1. โลกโดยรวม ชั้นบรรยากาศแยกออกจากกัน และพื้นผิวโลกอยู่ในสภาวะสมดุลทางความร้อน หากเราพิจารณาสภาวะต่างๆ เป็นระยะเวลานาน (หนึ่งปีหรือดีกว่านั้น คือชุดปี) อุณหภูมิเฉลี่ยของพวกมันเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยในแต่ละปี และจากช่วงระยะยาวหนึ่งไปยังอีกอุณหภูมิหนึ่งก็แทบจะไม่เปลี่ยนแปลงเลย ตามมาว่าการไหลเข้าและการสูญเสียความร้อนในช่วงเวลานานพอสมควรจะเท่ากันหรือเกือบเท่ากัน

โลกได้รับความร้อนโดยการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ในชั้นบรรยากาศและโดยเฉพาะบนพื้นผิวโลก มันสูญเสียความร้อนโดยการปล่อยรังสีคลื่นยาวจากพื้นผิวโลกและบรรยากาศออกสู่อวกาศ เมื่อโลกอยู่ในสมดุลความร้อนโดยรวม การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์ (สู่ขอบเขตด้านบนของชั้นบรรยากาศ) และการปล่อยรังสีจากขอบเขตด้านบนของบรรยากาศออกสู่อวกาศรอบนอกควรจะเท่ากัน กล่าวอีกนัยหนึ่ง ที่ขอบเขตด้านบนของบรรยากาศควรมีความสมดุลของการแผ่รังสี กล่าวคือ ความสมดุลของการแผ่รังสีเท่ากับศูนย์

บรรยากาศเมื่อแยกจากกัน รับและสูญเสียความร้อน ดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และรังสีภาคพื้นดิน และส่งรังสีขึ้นและลง นอกจากนี้ยังแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวโลกด้วยวิธีที่ไม่แผ่รังสี ความร้อนถูกถ่ายเทจากพื้นผิวโลกสู่อากาศหรือในทางกลับกันโดยการนำความร้อน ในที่สุดความร้อนก็ถูกใช้ไปกับการระเหยของน้ำจากพื้นผิวด้านล่าง จากนั้นจะถูกปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศโดยการควบแน่นของไอน้ำ ความร้อนที่ระบุทั้งหมดจะไหลเข้าสู่บรรยากาศและจากบรรยากาศโดยตรงเวลานาน

จะต้องมีความสมดุล

ข้าว. 37. ความสมดุลทางความร้อนของโลก ชั้นบรรยากาศ และพื้นผิวโลก 1 - การแผ่รังสีคลื่นสั้น II - การแผ่รังสีคลื่นยาว III - การแลกเปลี่ยนที่ไม่ใช่การแผ่รังสี

ในที่สุด ความร้อนที่ไหลเข้ามาเนื่องจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และบรรยากาศ การปล่อยความร้อนผ่านการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกเอง และการแลกเปลี่ยนความร้อนโดยไม่แผ่รังสีระหว่างมันกับบรรยากาศจะมีความสมดุลบนพื้นผิวโลก

2. ให้เรานำรังสีดวงอาทิตย์เข้าสู่ชั้นบรรยากาศได้ 100 หน่วย (รูปที่ 37) จากจำนวนนี้ 23 ยูนิตจะถูกเมฆสะท้อนกลับและออกไปสู่อวกาศ 20 ยูนิตถูกดูดซับโดยอากาศและเมฆ และทำให้บรรยากาศอบอุ่น รังสีอีก 30 หน่วยกระจัดกระจายในชั้นบรรยากาศ และอีก 8 หน่วยออกไปสู่อวกาศ รังสีโดยตรง 27 ยูนิต และรังสีกระจาย 22 ยูนิต มาถึงพื้นผิวโลก ในจำนวนนี้ 25 + 20 = 45 ยูนิตถูกดูดซับและให้ความร้อนกับชั้นบนของดินและน้ำ และ 2 + 2 = 4 ยูนิตจะถูกสะท้อนออกสู่อวกาศ<неиспользованной>ดังนั้นจากขอบบนของชั้นบรรยากาศ 23 + 8 + 4 = 35 หน่วยกลับเข้าสู่อวกาศโลก

3. ตอนนี้เรามาดูพื้นผิวโลกกันดีกว่า ดังที่ได้กล่าวไปแล้ว มันจะดูดซับรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงและแบบกระจายได้ 45 หน่วย นอกจากนี้การไหลของรังสีคลื่นยาวจากชั้นบรรยากาศมุ่งสู่พื้นผิวโลก ตามสภาวะอุณหภูมิ บรรยากาศจะปล่อยพลังงานออกมา 157 หน่วย จากทั้งหมด 157 ยูนิต มี 102 ยูนิตที่พุ่งตรงไปยังพื้นผิวโลกและถูกดูดซับไว้ และ 55 ยูนิตออกไปในอวกาศ ดังนั้น นอกเหนือจากรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้น 45 หน่วยแล้ว พื้นผิวโลกยังดูดซับรังสีบรรยากาศคลื่นยาวได้มากเป็นสองเท่า โดยรวมแล้วพื้นผิวโลกได้รับความร้อน 147 หน่วยจากการดูดซับรังสี

แน่นอนว่าที่สมดุลทางความร้อนก็ควรจะสูญเสียในปริมาณที่เท่ากัน ด้วยการแผ่รังสีคลื่นยาวของมันเอง มันสูญเสีย 117 ยูนิต พื้นผิวโลกใช้ความร้อนอีก 23 หน่วยในระหว่างการระเหยของน้ำ สุดท้ายด้วยการนำความร้อนในกระบวนการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศ พื้นผิวโลกจึงสูญเสียความร้อนไป 7 หน่วย (ความร้อนปล่อยให้ความร้อนไหลออกสู่ชั้นบรรยากาศในปริมาณมาก แต่ได้รับการชดเชยด้วยการถ่ายโอนแบบย้อนกลับซึ่งน้อยกว่าเพียง 7 หน่วยเท่านั้น ).

โดยรวมแล้วพื้นผิวโลกสูญเสีย 117 + 23 + + 7 = 147 หน่วยความร้อน นั่นคือปริมาณเดียวกับที่ได้รับจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และบรรยากาศ

จากรังสีคลื่นยาว 117 ยูนิตบนพื้นผิวโลก 107 ยูนิตถูกชั้นบรรยากาศดูดซับ และ 10 ยูนิตออกไปนอกชั้นบรรยากาศออกสู่อวกาศ

4. เรามาคำนวณบรรยากาศกันดีกว่า กล่าวข้างต้นว่าดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ได้ 20 หน่วย, รังสีภาคพื้นดิน 107 หน่วย, ความร้อนควบแน่น 23 หน่วย และในกระบวนการแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวโลก 7 หน่วย โดยรวมแล้วจะเท่ากับ 20 + 107 + 23 + 7 = 157 หน่วยพลังงาน นั่นคือ ปริมาณเท่ากับบรรยากาศที่แผ่กระจายออกไป

สุดท้ายนี้เรามาดูพื้นผิวชั้นบนของบรรยากาศกันอีกครั้ง รังสีดวงอาทิตย์ผ่านเข้ามา 100 หน่วย และรังสีดวงอาทิตย์แบบสะท้อนและกระจาย 35 หน่วย รังสีภาคพื้นดิน 10 หน่วย และรังสีบรรยากาศ 55 หน่วย ย้อนกลับ รวมเป็น 100 หน่วย

ดังนั้นแม้ที่ขอบเขตด้านบนของบรรยากาศก็ยังมีความสมดุลระหว่างการไหลเข้าและการส่งออกพลังงานและที่นี่มีเพียงพลังงานรังสีเท่านั้น ไม่มีกลไกอื่นในการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างโลกกับอวกาศ ยกเว้นกระบวนการแผ่รังสี การเปลี่ยนแปลงเล็กๆ น้อยๆซึ่งไม่ได้เปลี่ยนสาระสำคัญของการคำนวณ

5. โปรดทราบว่าบรรยากาศและพื้นผิวโลกเมื่อแยกจากกัน จะปล่อยความร้อนออกมามากกว่าการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ในเวลาเดียวกัน สิ่งนี้อาจดูน่าสับสน<перекачка>แต่โดยพื้นฐานแล้ว นี่คือการแลกเปลี่ยนซึ่งกันและกัน

รังสี ตัวอย่างเช่น พื้นผิวโลกสูญเสียรังสีที่เข้ามาไม่ถึง 117 หน่วยในท้ายที่สุด แต่จะได้รับกลับ 102 หน่วยจากการดูดซับรังสีที่กำลังจะมาถึง ขาดทุนสุทธิเพียง 117-102=15 หน่วยรังสีจากพื้นดินและบรรยากาศมีเพียง 65 ยูนิตเท่านั้นที่ทะลุผ่านขอบเขตด้านบนของชั้นบรรยากาศออกสู่อวกาศ การที่รังสีดวงอาทิตย์ไหลเข้ามา 100 หน่วยที่ขอบเขตของชั้นบรรยากาศทำให้สมดุลของการสูญเสียสุทธิของรังสีที่โลกผ่านการสะท้อน (35) และการแผ่รังสี (65) สมดุลความร้อน ns, โลก อัตราส่วนของการไหลเข้าและการไหลออกของพลังงาน (การแผ่รังสีและความร้อน) บนพื้นผิวโลก ในชั้นบรรยากาศ และในระบบชั้นบรรยากาศของโลก แหล่งพลังงานหลักสำหรับกระบวนการทางกายภาพ เคมี และชีวภาพส่วนใหญ่ในชั้นบรรยากาศ ไฮโดรสเฟียร์ และชั้นบนของเปลือกโลกคือ

รังสีแสงอาทิตย์

ดังนั้นการกระจายและอัตราส่วนของส่วนประกอบของ T.b. อธิบายลักษณะของการเปลี่ยนแปลงในเปลือกเหล่านี้ ต.บ. เป็นตัวแทนของสูตรเฉพาะของกฎการอนุรักษ์พลังงาน และรวบรวมไว้สำหรับส่วนของพื้นผิวโลก (T.b. ของพื้นผิวโลก) สำหรับเสาแนวตั้งที่ผ่านชั้นบรรยากาศ (T.b. บรรยากาศ) สำหรับคอลัมน์เดียวกันที่ผ่านชั้นบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์ (ระบบ T.B. Earth-atmosphere)+สมการ T.b. พื้นผิวโลก:+ร+ป= เอฟ 0 แอล.อี. 0 แสดงถึงผลรวมพีชคณิตของพลังงานที่ไหลระหว่างองค์ประกอบของพื้นผิวโลกและพื้นที่โดยรอบ กระแสเหล่านี้ได้แก่ ต.บ. เป็นตัวแทนของสูตรเฉพาะของกฎการอนุรักษ์พลังงาน และรวบรวมไว้สำหรับส่วนของพื้นผิวโลก (T.b. ของพื้นผิวโลก) สำหรับเสาแนวตั้งที่ผ่านชั้นบรรยากาศ (T.b. บรรยากาศ) สำหรับคอลัมน์เดียวกันที่ผ่านชั้นบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์ (ระบบ T.B. Earth-atmosphere)ความสมดุลของรังสี (หรือรังสีตกค้าง) - ความแตกต่างระหว่างรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นที่ถูกดูดซับและรังสีที่มีประสิทธิภาพคลื่นยาวจากพื้นผิวโลก ค่าบวกหรือลบของสมดุลการแผ่รังสีจะได้รับการชดเชยด้วยการไหลของความร้อนหลายๆ ครั้ง เนื่องจากอุณหภูมิพื้นผิวโลกมักจะไม่เท่ากับอุณหภูมิอากาศระหว่างนั้น พื้นผิวด้านล่างและบรรยากาศทำให้เกิดกระแสความร้อน ร.การไหลของความร้อนที่คล้ายกัน เอฟ, 0 สังเกตได้ระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นลึกของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์ ในกรณีนี้ การไหลของความร้อนในดินจะถูกกำหนดโดยโมเลกุล ร. 0 ระหว่างพื้นผิวของอ่างเก็บน้ำกับชั้นที่ลึกกว่าจะเท่ากับตัวเลขการเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนของอ่างเก็บน้ำในช่วงเวลาที่กำหนดและการถ่ายเทความร้อนโดยกระแสในอ่างเก็บน้ำ ค่าสำคัญใน T.b. พื้นผิวโลกมักจะมีการสูญเสียความร้อนเพื่อการระเหย แอล.อี.ซึ่งหมายถึงผลคูณของมวลของน้ำที่ระเหย อีบนความร้อนของการระเหย ล.ขนาด แอล.อี.ขึ้นอยู่กับความชื้นของพื้นผิวโลก อุณหภูมิ ความชื้นในอากาศ และความเข้มของการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนในชั้นพื้นผิวของอากาศ ซึ่งเป็นตัวกำหนดอัตราการถ่ายเทไอน้ำจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ

สมการ T.b. บรรยากาศมีรูปแบบดังนี้ ร+ แอลอาร์+สมการ T.b. พื้นผิวโลก:+ เอฟเอ=ง ว.

ต.บ. บรรยากาศประกอบด้วยความสมดุลของรังสี ต.บ. เป็นตัวแทนของสูตรเฉพาะของกฎการอนุรักษ์พลังงาน และรวบรวมไว้สำหรับส่วนของพื้นผิวโลก (T.b. ของพื้นผิวโลก) สำหรับเสาแนวตั้งที่ผ่านชั้นบรรยากาศ (T.b. บรรยากาศ) สำหรับคอลัมน์เดียวกันที่ผ่านชั้นบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์ (ระบบ T.B. Earth-atmosphere)ก ; ความร้อนไหลเข้าหรือไหลออก แอลอาร์ระหว่างการเปลี่ยนเฟสของน้ำในบรรยากาศ (g - ปริมาณน้ำฝนทั้งหมด) การไหลเข้าหรือการไหลของความร้อน P เนื่องจากการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนของบรรยากาศกับพื้นผิวโลก ความร้อนไหลเข้าหรือไหลออก ร.ก เกิดจากการถ่ายเทความร้อนผ่านผนังแนวตั้งของเสาซึ่งสัมพันธ์กับการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศและความปั่นป่วนแบบมหภาค นอกจากนี้ ในสมการ T.b. บรรยากาศ รวมถึงคำว่า D W ซึ่งเท่ากับขนาดของการเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนภายในคอลัมน์

สมการ T.b. ระบบโลกและบรรยากาศสอดคล้องกับผลรวมพีชคณิตของสมการ T.b. พื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศ ส่วนประกอบของ T.b. พื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศสำหรับภูมิภาคต่างๆ ของโลกถูกกำหนดโดยการสังเกตทางอุตุนิยมวิทยา (ที่สถานีแอกติโนเมตริก ที่สถานีอุตุนิยมวิทยาพิเศษ บนดาวเทียมอุตุนิยมวิทยาของโลก) หรือโดยการคำนวณทางภูมิอากาศ

ค่าละติจูดเฉลี่ยของส่วนประกอบของ T. b. พื้นผิวโลกสำหรับมหาสมุทร แผ่นดิน และโลก และ T. b. บรรยากาศได้รับในตารางที่ 1, 2 โดยที่ค่าของเงื่อนไขของ T. b ถือว่าเป็นบวกหากสอดคล้องกับการมาถึงของความร้อน เนื่องจากตารางเหล่านี้อ้างถึงเงื่อนไขรายปีโดยเฉลี่ย จึงไม่รวมคำศัพท์ที่แสดงถึงการเปลี่ยนแปลงในปริมาณความร้อนของบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลก เนื่องจากเงื่อนไขเหล่านี้มีค่าใกล้เคียงกับศูนย์

สำหรับโลกในฐานะดาวเคราะห์พร้อมกับชั้นบรรยากาศ T.b. แสดงในรูป หน่วยพื้นที่ผิวของขอบเขตด้านนอกของชั้นบรรยากาศได้รับฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์เท่ากับค่าเฉลี่ยประมาณ 250 กิโลแคลอรี/ซม 2 ครั้งต่อปี ซึ่งสะท้อนสู่อวกาศโลกประมาณ 167 ครั้ง กิโลแคลอรี/ซมโลกดูดกลืน 2 ต่อปี (ลูกศร ถามเปิดอยู่ ข้าว. - การแผ่รังสีคลื่นสั้นถึงพื้นผิวโลกเท่ากับ 126 กิโลแคลอรี/ซม 2 ครั้งต่อปี; 18 กิโลแคลอรี/ซม 2 ต่อปีจากจำนวนนี้จะสะท้อนให้เห็นและ 108 กิโลแคลอรี/ซม 2 ต่อปีถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลก (ลูกศร ถาม- ชั้นบรรยากาศดูดซับ 59 กิโลแคลอรี/ซมรังสีคลื่นสั้นประมาณ 2 ต่อปี ซึ่งน้อยกว่าพื้นผิวโลกอย่างมีนัยสำคัญ การแผ่รังสีคลื่นยาวที่มีประสิทธิผลของพื้นผิวโลกคือ 36 กิโลแคลอรี/ซมปีละ 2 ครั้ง (ลูกศร ฉัน), ดังนั้นความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกคือ 72 กิโลแคลอรี/ซม 2 ครั้งต่อปี การแผ่รังสีคลื่นยาวจากโลกสู่อวกาศคือ 167 กิโลแคลอรี/ซมปีละ 2 ครั้ง (ลูกศร เป็น). ดังนั้นพื้นผิวโลกจึงได้รับประมาณ 72 กิโลแคลอรี/ซมพลังงานรังสี 2 ต่อปีซึ่งใช้บางส่วนกับการระเหยของน้ำ (วงกลม แอล.อี.) และกลับสู่ชั้นบรรยากาศบางส่วนผ่านการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วน (ลูกศร ร).

โต๊ะ 1. - ความสมดุลทางความร้อนของพื้นผิวโลก กิโลแคลอรี/ซม 2 ปี

ละติจูด, องศา			โลกโดยเฉลี่ย
	อาร์ เลอ พี เอฟโอ	อาร์ เลอ พี	อาร์ เลอ พี เอฟ 0
ละติจูด 70-60 เหนือ ละติจูด 0-10 ใต้ โลกโดยรวม

ข้อมูลส่วนประกอบของ T.b. ถูกนำมาใช้ในการพัฒนาปัญหาต่างๆ มากมายในด้านภูมิอากาศวิทยา อุทกวิทยาของแผ่นดิน และสมุทรศาสตร์ ใช้เพื่อยืนยันแบบจำลองเชิงตัวเลขของทฤษฎีสภาพภูมิอากาศและเพื่อทดสอบผลลัพธ์ของการใช้แบบจำลองเหล่านี้เชิงประจักษ์ เนื้อหาเกี่ยวกับ T.b. มีบทบาทสำคัญในการศึกษาการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศและยังใช้ในการคำนวณการระเหยจากพื้นผิวด้วย ลุ่มน้ำ, ทะเลสาบ, ทะเลและมหาสมุทร, ในการศึกษาระบบพลังงานของกระแสน้ำทะเล, เพื่อศึกษาหิมะและน้ำแข็งปกคลุม, ในสรีรวิทยาของพืชเพื่อศึกษาการคายน้ำและการสังเคราะห์ด้วยแสง, ในสรีรวิทยาของสัตว์เพื่อศึกษาระบบการระบายความร้อนของสิ่งมีชีวิต . ข้อมูลบน T.b. ยังใช้เพื่อศึกษาการแบ่งเขตทางภูมิศาสตร์ในผลงานของนักภูมิศาสตร์โซเวียต A. A. Grigoriev

โต๊ะ 2. - สมดุลความร้อนของบรรยากาศ กิโลแคลอรี/ซม 2 ปี

ละติจูด, องศา
ละติจูด 70-60 เหนือ ละติจูด 0-10 ใต้ โลกโดยรวม

ความหมาย:แผนที่สมดุลความร้อนของโลก เอ็ด M. I. Budyko, M. , 1963; Budyko M.I. สภาพภูมิอากาศและชีวิต L. 1971; Grigoriev A. A. รูปแบบของโครงสร้างและการพัฒนาสภาพแวดล้อมทางภูมิศาสตร์, M. , 1966

พื้นผิวโลกดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และเพิ่มความร้อนขึ้น ตัวมันเองกลายเป็นแหล่งกำเนิดรังสีความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศและผ่านออกไปสู่อวกาศ ยิ่งอุณหภูมิพื้นผิวสูง การแผ่รังสีก็จะยิ่งสูงขึ้น การแผ่รังสีคลื่นยาวของโลกนั้นส่วนใหญ่ล่าช้าในชั้นโทรโพสเฟียร์ ซึ่งร้อนขึ้นและปล่อยรังสีออกมา ซึ่งเป็นการสวนทางกับรังสีในชั้นบรรยากาศ ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกและการแผ่รังสีทวนของชั้นบรรยากาศเรียกว่า รังสีที่มีประสิทธิภาพโดยแสดงการสูญเสียความร้อนที่เกิดขึ้นจริงจากพื้นผิวโลกและมีค่าประมาณ 20%

ข้าว. 7.2. โครงการสมดุลรังสีและความร้อนเฉลี่ยต่อปี (อ้างอิงจาก K.Ya. Kondratiev, 1992)

บรรยากาศต่างจากพื้นผิวโลกที่ปล่อยออกมามากกว่าที่ดูดซับ การขาดพลังงานจะได้รับการชดเชยโดยการมาถึงของความร้อนจากพื้นผิวโลกพร้อมกับไอน้ำ เช่นเดียวกับความปั่นป่วน (ในกระบวนการของอากาศที่เพิ่มขึ้นซึ่งได้รับความร้อนที่พื้นผิวโลก) ความแตกต่างของอุณหภูมิที่เกิดขึ้นระหว่างละติจูดต่ำและละติจูดสูงนั้นถูกทำให้เรียบลงเนื่องจาก การพาตัว -การถ่ายเทความร้อนทางทะเลและกระแสลมเป็นหลักจากละติจูดต่ำไปสูง (รูปที่ 7.2 ด้านขวา) สำหรับข้อสรุปทางภูมิศาสตร์โดยทั่วไป ความผันผวนของจังหวะของรังสีเนื่องจากฤดูกาลที่เปลี่ยนแปลงก็มีความสำคัญเช่นกัน เนื่องจากระบอบการระบายความร้อนของพื้นที่เฉพาะขึ้นอยู่กับสิ่งนี้ คุณสมบัติการสะท้อนแสงของสิ่งปกคลุมพื้นดิน ความจุความร้อน และการนำความร้อนของตัวกลางทำให้การถ่ายโอนพลังงานความร้อนและการกระจายคุณลักษณะของพลังงานความร้อนมีความซับซ้อนยิ่งขึ้น

สมการสมดุลความร้อนปริมาณความร้อนอธิบายได้ด้วยสมการสมดุลความร้อน ซึ่งจะแตกต่างกันไปในแต่ละภูมิภาค องค์ประกอบที่สำคัญที่สุดคือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก รังสีแสงอาทิตย์ถูกใช้ไปกับการให้ความร้อนแก่ดินและอากาศ (และน้ำ) การระเหย การละลายหิมะและน้ำแข็ง การสังเคราะห์ด้วยแสง กระบวนการสร้างดิน และการผุกร่อนของหิน เนื่องจากธรรมชาติมีลักษณะสมดุลอยู่เสมอ ความเท่าเทียมกันจึงถูกสังเกตระหว่างการไหลเข้าของพลังงานและค่าใช้จ่ายซึ่งแสดงออกมา สมการสมดุลความร้อนพื้นผิวโลก:

ที่ไหน ต.บ. เป็นตัวแทนของสูตรเฉพาะของกฎการอนุรักษ์พลังงาน และรวบรวมไว้สำหรับส่วนของพื้นผิวโลก (T.b. ของพื้นผิวโลก) สำหรับเสาแนวตั้งที่ผ่านชั้นบรรยากาศ (T.b. บรรยากาศ) สำหรับคอลัมน์เดียวกันที่ผ่านชั้นบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์ (ระบบ T.B. Earth-atmosphere)- ความสมดุลของรังสี แอล.อี.- ความร้อนที่เกิดขึ้นจากการระเหยของน้ำและการละลายของหิมะหรือน้ำแข็ง (ล- ความร้อนแฝงของการระเหยหรือการกลายเป็นไอ อี- อัตราการระเหยหรือการควบแน่น) เอ -การถ่ายเทความร้อนในแนวนอนโดยอากาศและกระแสน้ำในมหาสมุทรหรือการไหลเชี่ยว ร -การแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างพื้นผิวโลกกับอากาศ ใน -การแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างพื้นผิวโลกกับดินและ หิน; ร.- การใช้พลังงานเพื่อการสังเคราะห์ด้วยแสง กับ- การใช้พลังงานสำหรับการสร้างดินและการผุกร่อน ถาม+คิว- รังสีทั้งหมด ก- อัลเบโด้; ฉัน- การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพของบรรยากาศ

พลังงานที่ใช้ไปกับการสังเคราะห์ด้วยแสงและการก่อตัวของดินคิดเป็นสัดส่วนน้อยกว่า 1% ของงบประมาณการแผ่รังสี ดังนั้นองค์ประกอบเหล่านี้จึงมักละเว้นจากสมการ อย่างไรก็ตาม ในความเป็นจริงแล้ว สิ่งเหล่านี้มีความสำคัญได้เนื่องจากพลังงานนี้มีความสามารถในการสะสมและเปลี่ยนเป็นรูปแบบอื่นได้ (พลังงานที่เปลี่ยนแปลงได้) กระบวนการสะสมพลังงานแปลงสภาพที่ใช้พลังงานต่ำแต่ยาวนาน (หลายร้อยล้านปี) มีผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อขอบเขตทางภูมิศาสตร์ โดยสะสมพลังงานไว้ประมาณ 11×10 14 J/m2 ในกระจัดกระจาย สารอินทรีย์ในหินตะกอนรวมทั้งในรูปของถ่านหินน้ำมันหินดินดาน

สมการสมดุลความร้อนสามารถหาได้จากพื้นที่ทางภูมิศาสตร์และช่วงเวลาใดๆ โดยคำนึงถึงความจำเพาะของสภาพภูมิอากาศและการมีส่วนร่วมของส่วนประกอบต่างๆ (สำหรับพื้นดิน มหาสมุทร พื้นที่ที่มีการก่อตัวของน้ำแข็ง การไม่กลายเป็นน้ำแข็ง ฯลฯ)

การถ่ายเทและการกระจายความร้อนการถ่ายเทความร้อนจากพื้นผิวสู่บรรยากาศเกิดขึ้นได้ 3 วิธี ได้แก่ การแผ่รังสีความร้อน การให้ความร้อนหรือความเย็นของอากาศเมื่อสัมผัสกับพื้นดิน และการระเหยของน้ำ ไอน้ำที่ลอยขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศ ควบแน่นและก่อตัวเป็นเมฆหรือตกลงมาในรูปของการตกตะกอน และความร้อนที่เกิดจากสิ่งนี้จะเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ รังสีที่ชั้นบรรยากาศดูดซับและความร้อนของการควบแน่นของไอน้ำจะชะลอการสูญเสียความร้อนจากพื้นผิวโลก ในพื้นที่แห้งแล้ง อิทธิพลนี้จะลดลง และเราสังเกตเห็นแอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันและรายปีที่ใหญ่ที่สุด แอมพลิจูดของอุณหภูมิที่เล็กที่สุดเป็นลักษณะของภูมิภาคมหาสมุทร ในฐานะที่เป็นอ่างเก็บน้ำขนาดใหญ่ มหาสมุทรกักเก็บความร้อนได้มากขึ้น ซึ่งช่วยลดความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละปี เนื่องจากความจุความร้อนจำเพาะของน้ำสูง ดังนั้นบนโลก น้ำจึงมีบทบาทสำคัญในการสะสมความร้อน

โครงสร้างของสมดุลความร้อนขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์และประเภทของภูมิทัศน์ซึ่งในทางกลับกันก็ขึ้นอยู่กับมันด้วย มันเปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญไม่เพียงแต่เมื่อเคลื่อนที่จากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้วโลกเท่านั้น แต่ยังเปลี่ยนแปลงเมื่อเคลื่อนที่จากพื้นดินสู่ทะเลด้วย พื้นดินและมหาสมุทรต่างกันทั้งปริมาณรังสีที่ดูดซับและธรรมชาติของการกระจายความร้อน ในมหาสมุทรในฤดูร้อน ความร้อนจะกระจายไปลึกหลายร้อยเมตร ในช่วงฤดูร้อน จาก 1.3 × 10 9 ถึง 2.5 × 10 9 J/m2 จะสะสมอยู่ในมหาสมุทร บนบก ความร้อนกระจายไปลึกเพียงไม่กี่เมตร และในช่วงฤดูร้อน ประมาณ 0.1 × 10 9 J/m 2 จะสะสมที่นี่ ซึ่งน้อยกว่าในมหาสมุทร 10-25 เท่า เนื่องจากมีความร้อนสำรองสูง มหาสมุทรจึงเย็นตัวในฤดูหนาวน้อยกว่าบนบก การคำนวณแสดงให้เห็นว่าปริมาณความร้อนเดียวในมหาสมุทรนั้นสูงกว่าปริมาณความร้อนที่ส่งไปยังพื้นผิวโลกโดยรวมถึง 21 เท่า แม้แต่ในน้ำทะเลที่ลึกถึง 4 เมตร ก็ยังร้อนมากกว่าในชั้นบรรยากาศทั้งหมดถึง 4 เท่า

พลังงานมากถึง 80% ที่มหาสมุทรดูดซับนั้นถูกใช้ไปกับการระเหยของน้ำ ซึ่งมีค่าเท่ากับ 12×10 23 J/m 2 ต่อปี ซึ่งมากกว่ารายการเดียวกันในสมดุลความร้อนของพื้นดินถึง 7 เท่า พลังงาน 20% ถูกใช้ไปในการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนกับบรรยากาศ (ซึ่งมากกว่าบนบกด้วย) การแลกเปลี่ยนความร้อนในแนวดิ่งระหว่างมหาสมุทรกับชั้นบรรยากาศยังช่วยกระตุ้นการถ่ายเทความร้อนในแนวนอน ซึ่งทำให้บางส่วนจบลงบนบก ชั้นน้ำสูง 50 เมตรมีส่วนร่วมในการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างมหาสมุทรกับชั้นบรรยากาศ

การเปลี่ยนแปลงสมดุลของรังสีและความร้อนผลรวมประจำปีของความสมดุลของรังสีเป็นบวกเกือบทุกที่บนโลก ยกเว้นบริเวณน้ำแข็งของกรีนแลนด์และแอนตาร์กติกา ค่าเฉลี่ยรายปีจะลดลงในทิศทางจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้วตามรูปแบบการกระจายตัวของรังสีดวงอาทิตย์ทั่วโลก (รูปที่ 7.3) ความสมดุลของรังสีเหนือมหาสมุทรมีมากกว่าบนบก นี่เป็นเพราะอัลเบโด้ที่ต่ำกว่าของผิวน้ำและมีความชื้นเพิ่มขึ้นในละติจูดเส้นศูนย์สูตรและเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลของสมดุลการแผ่รังสีเกิดขึ้นที่ละติจูดทั้งหมด แต่มีระดับความรุนแรงต่างกันไป ที่ละติจูดต่ำ ฤดูกาลจะถูกกำหนดโดยระบบการตกตะกอน เนื่องจาก สภาพความร้อนการเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยที่นี่ ในละติจูดเขตอบอุ่นและละติจูดสูง ฤดูกาลจะถูกกำหนดโดยระบบการระบายความร้อน: ความสมดุลของการแผ่รังสีจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ค่าบวกในฤดูร้อนไปจนถึงค่าลบในฤดูหนาว ความสมดุลเชิงลบของช่วงหนาวเย็นของปีในละติจูดเขตอบอุ่นและขั้วโลกจะได้รับการชดเชยบางส่วนด้วยการพาความร้อนทางอากาศและกระแสน้ำจากละติจูดต่ำ

เพื่อรักษาสมดุลพลังงานของโลก จะต้องมีการถ่ายเทความร้อนไปยังขั้วไฟฟ้า ความร้อนนี้ถูกถ่ายเทโดยกระแสน้ำในมหาสมุทรค่อนข้างน้อย ส่วนที่เหลือเกิดจากบรรยากาศ ความแตกต่างในการทำความร้อนของโลกทำให้มันทำหน้าที่เป็นเครื่องยนต์ความร้อนทางภูมิศาสตร์ โดยถ่ายเทความร้อนจากเครื่องทำความร้อนไปยังเครื่องทำความเย็น โดยธรรมชาติแล้ว กระบวนการนี้เกิดขึ้นได้ในสองรูปแบบ ประการแรก ความไม่สอดคล้องกันเชิงพื้นที่ทางอุณหพลศาสตร์ก่อให้เกิดระบบดาวเคราะห์ของลมและกระแสน้ำในทะเล ประการที่สอง ระบบดาวเคราะห์เหล่านี้มีส่วนร่วมในการกระจายความร้อนและความชื้นบนโลก ดังนั้นความร้อนจึงถูกถ่ายโอนจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้วโลกโดยกระแสลมหรือกระแสน้ำในมหาสมุทร และมวลอากาศเย็นหรือมวลน้ำจะถูกถ่ายโอนไปยังเส้นศูนย์สูตร ในรูป รูปที่ 7.4 แสดงการเคลื่อนย้ายน้ำอุ่นผิวดินไปทางขั้วโลกในมหาสมุทรแอตแลนติก การถ่ายเทความร้อนไปยังขั้วจะสูงถึงประมาณละติจูด 40° และกลายเป็นศูนย์ที่ขั้ว

การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ที่ไหลเข้ามาไม่เพียงแต่ขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์เท่านั้น แต่ยังขึ้นอยู่กับช่วงเวลาของปีด้วย (ตาราง 7.4) เป็นที่น่าสังเกตว่าใน ช่วงฤดูร้อนอาร์กติกได้รับความร้อนมากกว่าเส้นศูนย์สูตร แต่เนื่องจากทะเลอาร์กติกมีอัลเบโดสูง น้ำแข็งจึงไม่ละลายที่นี่

การกระจายอุณหภูมิบน การกระจายแนวนอนอุณหภูมิได้รับอิทธิพลจากที่ตั้งทางภูมิศาสตร์ ความโล่งใจ คุณสมบัติและองค์ประกอบของวัสดุของพื้นผิวด้านล่าง ระบบกระแสน้ำในมหาสมุทร และธรรมชาติของการไหลเวียนของบรรยากาศในพื้นผิวและชั้นใกล้น้ำ

ข้าว. 7.3. การกระจายสมดุลของรังสีเฉลี่ยต่อปีบนพื้นผิวโลก MJ/(m 2 × ปี) (อ้างอิงจาก S.P. Khromov และ M.A. Petrosyants, 1994)

ข้าว. 7.4. การถ่ายเทความร้อนทางภาคเหนือ มหาสมุทรแอตแลนติก, องศาเซลเซียส(หลัง เอส. เนชิบา, 1991) บริเวณที่น้ำผิวดินอุ่นกว่าค่าเฉลี่ยของมหาสมุทรจะถูกแรเงา ตัวเลขแสดงปริมาณการถ่ายเทน้ำตามปริมาตร (ล้าน ลบ.ม./วินาที) ลูกศรแสดงทิศทางของกระแสน้ำ เส้นหนาคือกัลฟ์สตรีม

ตารางที่ 7.4. รังสีทั้งหมดที่มาถึงพื้นผิวโลก (N.I. Egorov, 1966)