ความสมดุลของรังสีและความร้อนของพื้นผิวโลก สารานุกรม ดูว่า "ความสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก" คืออะไรในพจนานุกรมอื่น ๆ

แหล่งที่มาของความร้อนและพลังงานแสงสำหรับโลกคือรังสีดวงอาทิตย์ ค่าของมันขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ เนื่องจากมุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์จะลดลงจากเส้นศูนย์สูตรไปจนถึงขั้วโลก ยิ่งมุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์มีขนาดเล็กลง พื้นผิวขนาดใหญ่ลำแสงแสงอาทิตย์ที่มีหน้าตัดเดียวกันจะถูกกระจายออกไป ดังนั้นพลังงานจึงตกต่อหน่วยพื้นที่น้อยลง

เนื่องจากในระหว่างปีโลกหมุนรอบดวงอาทิตย์ 1 ครั้งโดยเคลื่อนที่โดยรักษามุมเอียงของแกนให้คงที่กับระนาบการโคจร (สุริยุปราคา) ฤดูกาลของปีจึงปรากฏขึ้นโดยมีเงื่อนไขความร้อนพื้นผิวที่แตกต่างกัน

ในวันที่ 21 มีนาคม และ 23 กันยายน ดวงอาทิตย์อยู่ที่จุดสุดยอดใต้เส้นศูนย์สูตร (วันวสันตวิษุวัต) วันที่ 22 มิถุนายน ดวงอาทิตย์อยู่ที่จุดสูงสุดเหนือเขตร้อนทางตอนเหนือ และวันที่ 22 ธันวาคม ดวงอาทิตย์อยู่ที่จุดสูงสุดเหนือเขตร้อนทางตอนใต้ บนพื้นผิวโลกโซนแสงและโซนความร้อนมีความโดดเด่น (ตามไอโซเทอร์มเฉลี่ยต่อปี +20 o C คือขอบเขตของโซนอุ่น (ร้อน) ระหว่างไอโซเทอร์มเฉลี่ยรายปี +20 o C และไอโซเทอร์ม +10 o C ที่นั่น เป็นเขตอบอุ่น ตามแนวอุณหภูมิ +10 o C - เขตแดนเย็น

รังสีของดวงอาทิตย์ส่องผ่านชั้นบรรยากาศโปร่งใสโดยไม่ให้ความร้อน ไปถึงพื้นผิวโลก ให้ความร้อน และจากนั้นอากาศก็ร้อนขึ้นเนื่องจากการแผ่รังสีคลื่นยาว ระดับความร้อนของพื้นผิวและอากาศ ขึ้นอยู่กับละติจูดของพื้นที่เป็นอันดับแรก เช่นเดียวกับ 1) ระดับความสูงเหนือระดับน้ำทะเล (เมื่อคุณสูงขึ้น อุณหภูมิของอากาศจะลดลงโดยเฉลี่ย 0.6°C ต่อ 100 ม. 2) คุณสมบัติของพื้นผิวด้านล่างซึ่งมีสีต่างกันและมีอัลเบโด้ต่างกัน - ความสามารถในการสะท้อนแสงของหิน นอกจากนี้พื้นผิวที่แตกต่างกันก็มีความจุความร้อนและการถ่ายเทความร้อนที่แตกต่างกัน เนื่องจากมีความจุความร้อนสูง น้ำจึงร้อนขึ้นอย่างช้าๆ แต่แผ่นดินกลับให้ผลตรงกันข้าม 3) จากชายฝั่งไปจนถึงด้านในของทวีป ปริมาณไอน้ำในอากาศลดลง และยิ่งบรรยากาศโปร่งใสมากขึ้น ละอองน้ำก็จะกระจัดกระจายอยู่ในนั้นน้อยลง และรังสีแสงอาทิตย์ก็มาถึงพื้นผิวของ โลก.

จำนวนทั้งสิ้นของสสารและพลังงานจากแสงอาทิตย์ที่มายังโลกเรียกว่าการแผ่รังสีจากแสงอาทิตย์ แบ่งเป็นทางตรงและทางกระจาย รังสีโดยตรง- เป็นชุดของแสงแดดโดยตรงที่ส่องผ่านชั้นบรรยากาศใต้ท้องฟ้าไร้เมฆ รังสีกระจัดกระจาย- ส่วนหนึ่งของรังสีที่กระจัดกระจายในชั้นบรรยากาศ รังสีจะไปทุกทิศทาง พี + พี = รังสีรวม- ส่วนหนึ่งของรังสีทั้งหมดที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกเรียกว่ารังสีสะท้อน ส่วนหนึ่งของรังสีทั้งหมดที่พื้นผิวโลกดูดซับไว้คือรังสีที่ถูกดูดซับ พลังงานความร้อนที่เคลื่อนที่จากบรรยากาศร้อนไปยังพื้นผิวโลก ตรงข้ามกับการไหลของความร้อนจากโลก เรียกว่า รังสีตอบโต้ของบรรยากาศ

ปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดต่อปี หน่วยเป็น kcal/cm 2 ปี (อ้างอิงจาก T.V. Vlasova)

รังสีที่มีประสิทธิภาพ– ปริมาณที่แสดงการถ่ายเทความร้อนที่เกิดขึ้นจริงจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของโลกและการแผ่รังสีเคาน์เตอร์ของบรรยากาศเป็นตัวกำหนดความร้อนของพื้นผิว ความสมดุลของรังสีโดยตรงขึ้นอยู่กับรังสีที่มีประสิทธิผล - เป็นผลมาจากปฏิสัมพันธ์ของสองกระบวนการของการมาถึงและการใช้รังสีจากแสงอาทิตย์ มูลค่าของเครื่องชั่งส่วนใหญ่ได้รับอิทธิพลจากความขุ่นมัว ในกรณีที่มีความสำคัญในเวลากลางคืน มันจะสกัดกั้นรังสีคลื่นยาวจากโลก เพื่อป้องกันไม่ให้หลุดออกไปในอวกาศ

อุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นอากาศบนพื้นผิวและความสมดุลของความร้อนขึ้นอยู่กับการไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง

สมดุลความร้อนจะกำหนดอุณหภูมิ ขนาด และการเปลี่ยนแปลงบนพื้นผิวที่ได้รับความร้อนโดยตรงจากรังสีดวงอาทิตย์ เมื่อถูกความร้อน พื้นผิวนี้จะถ่ายเทความร้อน (ในช่วงคลื่นยาว) ทั้งไปยังชั้นที่อยู่ด้านล่างและสู่ชั้นบรรยากาศ พื้นผิวนั้นเรียกว่าพื้นผิวที่ใช้งานอยู่

องค์ประกอบหลักคือความสมดุลความร้อนของชั้นบรรยากาศและพื้นผิวโลกโดยรวม

ดัชนี	ค่าเป็น %
พลังงานมาถึงพื้นผิวโลกจากดวงอาทิตย์
รังสีที่สะท้อนจากชั้นบรรยากาศสู่อวกาศระหว่างดาวเคราะห์ ได้แก่ 1) สะท้อนจากเมฆ 2) กระจายไป
รังสีที่ถูกดูดซับโดยบรรยากาศ ได้แก่ : 1) เมฆดูดซับ 2) ดูดซับโดยโอโซน 3) ดูดซับด้วยไอน้ำ
การแผ่รังสีที่เข้าสู่พื้นผิวด้านล่าง (ตรง + กระจาย)
จากนั้น: 1) สะท้อนจากพื้นผิวที่อยู่นอกชั้นบรรยากาศ 2) ถูกดูดซับโดยพื้นผิวด้านล่าง
จากนั้น: 1) การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ 2) การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนกับบรรยากาศ 3) การใช้ความร้อนเพื่อการระเหย

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิพื้นผิวในแต่ละวัน จะแห้งและไร้พืชพรรณ ในวันที่อากาศแจ่มใส อุณหภูมิสูงสุดจะเกิดขึ้นหลังเวลา 14.00 น. และอุณหภูมิต่ำสุดจะเกิดขึ้นในช่วงเวลาพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่นมัว ความชื้น และพืชพรรณบนพื้นผิวสามารถรบกวนรูปแบบอุณหภูมิในแต่ละวันได้

อุณหภูมิพื้นผิวดินสูงสุดในเวลากลางวันสามารถอยู่ที่ +80 o C หรือมากกว่า ความผันผวนรายวันสูงถึง 40 องศา ขนาดของค่าที่รุนแรงและแอมพลิจูดของอุณหภูมิขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ช่วงเวลาของปี ความขุ่น คุณสมบัติทางความร้อนของพื้นผิว สี ความขรุขระ ธรรมชาติของพืชพรรณที่ปกคลุม และการวางแนวของความลาดชัน (การสัมผัส)

เมื่อได้รับความร้อน พื้นผิวจะถ่ายเทความร้อนไปยังดิน ต้องใช้เวลาในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่ง และช่วงเวลาของการเริ่มต้นของค่าอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวันจะล่าช้าประมาณ 3 ชั่วโมงทุกๆ 10 ซม. ยิ่งชั้นลึกเท่าไรก็ยิ่งได้รับความร้อนน้อยลงและความผันผวนของอุณหภูมิก็จะน้อยลงเท่านั้น ที่ระดับความลึกโดยเฉลี่ยประมาณ 1 เมตร ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ “หายไป” ชั้นที่พวกมันหยุดเรียกว่าชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่

ที่ระดับความลึก 5-10 เมตรในละติจูดเขตร้อน และ 25 เมตรในละติจูดสูง จะมีชั้นอุณหภูมิคงที่ต่อปี โดยอุณหภูมิจะใกล้เคียงกับอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีเหนือพื้นผิว

น้ำร้อนขึ้นช้าลงและปล่อยความร้อนช้าลง นอกจากนี้ รังสีดวงอาทิตย์ยังสามารถทะลุผ่านได้ลึกมาก โดยให้ความร้อนแก่ชั้นที่ลึกลงไปโดยตรง การถ่ายโอนความร้อนสู่ความลึกไม่ได้เกิดขึ้นมากนักเนื่องจากการนำความร้อนระดับโมเลกุล แต่เกิดขึ้นมากกว่าเนื่องจากการผสมน้ำโดยความปั่นป่วนหรือกระแสน้ำ เมื่อชั้นผิวของน้ำเย็นลง การพาความร้อนจะเกิดขึ้นพร้อมกับการผสมด้วย

ความผันผวนของอุณหภูมิบนพื้นผิวมหาสมุทรในแต่ละวันต่างจากพื้นดินน้อยกว่า ในละติจูดสูงค่าเฉลี่ยเพียง 0.1 องศาเซลเซียส ในละติจูดปานกลาง - 0.4 องศาเซลเซียส ในละติจูดเขตร้อน - 0.5 องศาเซลเซียส ความลึกของการเจาะทะลุของความผันผวนเหล่านี้อยู่ที่ 15-20 เมตร

แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรมีตั้งแต่ 1°C ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรไปจนถึง 10.2°° ในละติจูดพอสมควร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีเจาะลึกถึง 200-300 ม.

โมเมนต์ของอุณหภูมิสูงสุดในแหล่งน้ำจะล่าช้ากว่าบนบก สูงสุดจะเกิดขึ้นประมาณ 15-16 ชั่วโมง ขั้นต่ำคือ 2-3 ชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น อุณหภูมิสูงสุดประจำปีที่พื้นผิวมหาสมุทรในซีกโลกเหนือเกิดขึ้นในเดือนสิงหาคม และอุณหภูมิต่ำสุดในเดือนกุมภาพันธ์

ก่อนอื่นให้เราพิจารณาสภาพความร้อนของพื้นผิวโลกและชั้นบนสุดของดินและอ่างเก็บน้ำ นี่เป็นสิ่งจำเป็นเนื่องจากชั้นล่างของบรรยากาศได้รับความร้อนและความเย็นมากที่สุดโดยการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแผ่รังสีและไม่แผ่รังสีกับชั้นบนของดินและน้ำ ดังนั้นการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในชั้นล่างของบรรยากาศจึงถูกกำหนดโดยการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิพื้นผิวโลกเป็นหลักและติดตามการเปลี่ยนแปลงเหล่านี้

พื้นผิวโลก ได้แก่ พื้นผิวดินหรือน้ำ (รวมทั้งพืช หิมะ น้ำแข็งปกคลุม) อย่างต่อเนื่อง วิธีทางที่แตกต่างได้รับและสูญเสียความร้อน ผ่านพื้นผิวโลก ความร้อนจะถูกถ่ายเทขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศและลงสู่ดินหรือน้ำ

ประการแรก การแผ่รังสีทั้งหมดและรังสีสวนกลับจากชั้นบรรยากาศมาถึงพื้นผิวโลก พวกมันถูกดูดซับโดยพื้นผิวไม่มากก็น้อยนั่นคือพวกมันจะไปให้ความร้อนกับดินและน้ำชั้นบน ในขณะเดียวกัน พื้นผิวโลกก็แผ่รังสีออกมาเองและในขณะเดียวกันก็สูญเสียความร้อนไปด้วย

ประการที่สอง ความร้อนมาถึงพื้นผิวโลกจากด้านบน จากชั้นบรรยากาศ โดยการนำความร้อน ในทำนองเดียวกัน ความร้อนจะระบายออกจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ โดยการนำความร้อน ความร้อนยังเคลื่อนจากพื้นผิวโลกลงสู่ดินและน้ำ หรือมาถึงพื้นผิวโลกจากส่วนลึกของดินและน้ำ

ประการที่สาม พื้นผิวโลกได้รับความร้อนเมื่อไอน้ำจากอากาศควบแน่นหรือในทางกลับกันจะสูญเสียความร้อนเมื่อน้ำระเหยออกไป ในกรณีแรก ความร้อนแฝงจะถูกปล่อยออกมา ในกรณีที่สอง ความร้อนจะผ่านเข้าสู่สถานะแฝง

ในช่วงเวลาใดก็ตาม ความร้อนในปริมาณเท่ากันจะทำให้พื้นผิวโลกขึ้นลงเมื่อได้รับจากด้านบนและด้านล่างในช่วงเวลานี้ หากไม่เป็นเช่นนั้น กฎการอนุรักษ์พลังงานจะไม่บรรลุผล: จำเป็นต้องสันนิษฐานว่าพลังงานปรากฏหรือหายไปบนพื้นผิวโลก อย่างไรก็ตาม อาจเป็นไปได้ว่าความร้อนอาจสูงขึ้นมากกว่าที่มาจากด้านบน ในกรณีนี้การถ่ายเทความร้อนส่วนเกินจะต้องถูกปกคลุมโดยการมาถึงของความร้อนสู่พื้นผิวจากส่วนลึกของดินหรือน้ำ

ดังนั้น ผลรวมพีชคณิตของความร้อนที่ไหลเข้าและไหลออกบนพื้นผิวโลกจะต้องเท่ากับศูนย์ ซึ่งแสดงได้ด้วยสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก

ในการเขียนสมการนี้ อันดับแรก เราจะรวมรังสีที่ถูกดูดกลืนและรังสีประสิทธิผลเข้าเป็นสมดุลของรังสี

ให้เราแสดงถึงการมาถึงของความร้อนจากอากาศหรือการปล่อยสู่อากาศโดยการนำความร้อนเป็น P การได้รับหรือการไหลผ่านการแลกเปลี่ยนความร้อนเดียวกันกับชั้นดินหรือน้ำที่ลึกกว่าจะเรียกว่า A. การสูญเสียความร้อนระหว่างการระเหยหรือ การมาถึงระหว่างการควบแน่นบนพื้นผิวโลกจะแสดงด้วย LE โดยที่ L คือความร้อนจำเพาะของการระเหยและ E - มวลของน้ำระเหยหรือควบแน่น

นอกจากนี้เรายังอาจกล่าวได้ว่าความหมายของสมการก็คือความสมดุลของการแผ่รังสีบนพื้นผิวโลกนั้นสมดุลโดยการถ่ายเทความร้อนแบบไม่แผ่รังสี (รูปที่ 5.1)

สมการ (1) ใช้ได้กับช่วงระยะเวลาใดก็ได้ รวมถึงช่วงหลายปีด้วย

จากการที่สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกเป็นศูนย์ จึงไม่เป็นไปตามที่อุณหภูมิพื้นผิวไม่เปลี่ยนแปลง เมื่อการถ่ายเทความร้อนมุ่งลงด้านล่าง ความร้อนที่มาถึงพื้นผิวจากด้านบนและลึกลงไปจากพื้นผิวนั้น ส่วนใหญ่ยังคงอยู่ในชั้นบนสุดของดินหรือน้ำ (ในชั้นที่เรียกว่าชั้นแอคทีฟ) อุณหภูมิของชั้นนี้และอุณหภูมิพื้นผิวโลกจึงเพิ่มขึ้น ในทางตรงกันข้าม เมื่อความร้อนถูกถ่ายโอนผ่านพื้นผิวโลกจากล่างขึ้นบนสู่ชั้นบรรยากาศ ความร้อนจะออกจากชั้นแอคทีฟเป็นหลัก ซึ่งส่งผลให้อุณหภูมิพื้นผิวลดลง

จากวันต่อวันและปีต่อปี อุณหภูมิเฉลี่ยของชั้นแอคทีฟและพื้นผิวโลกในสถานที่ใดๆ เปลี่ยนแปลงเพียงเล็กน้อย ซึ่งหมายความว่าในระหว่างวันความร้อนจะเข้าสู่ดินหรือน้ำในเวลากลางวันเกือบพอๆ กับความร้อนที่ปล่อยออกมาในเวลากลางคืน แต่ในช่วงฤดูร้อน ความร้อนจะลดลงมากกว่าที่มาจากด้านล่างเล็กน้อย ดังนั้นชั้นของดินและน้ำ และพื้นผิวของพวกมันจึงร้อนขึ้นทุกวัน ในฤดูหนาว กระบวนการย้อนกลับจะเกิดขึ้น การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลในการไหลและการไหลของความร้อนในดินและน้ำเกือบจะสมดุลกันตลอดทั้งปี และอุณหภูมิเฉลี่ยต่อปีของพื้นผิวโลกและชั้นกัมมันต์เปลี่ยนแปลงเล็กน้อยในแต่ละปี

สมดุลความร้อนของโลก- อัตราส่วนของพลังงานเข้าและออก (การแผ่รังสีและความร้อน) บนพื้นผิวโลก ในชั้นบรรยากาศ และในระบบชั้นบรรยากาศโลก แหล่งพลังงานหลักสำหรับกระบวนการทางกายภาพ เคมี และชีวภาพส่วนใหญ่ในชั้นบรรยากาศ อุทกสเฟียร์ และในชั้นบนของเปลือกโลกคือรังสีดวงอาทิตย์ ดังนั้นการกระจายและอัตราส่วนของส่วนประกอบของสมดุลความร้อนจึงเป็นลักษณะการเปลี่ยนแปลงในสิ่งเหล่านี้ เปลือกหอย

สมดุลความร้อนเป็นสูตรเฉพาะของกฎการอนุรักษ์พลังงานและรวบรวมไว้สำหรับส่วนของพื้นผิวโลก (สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก) สำหรับเสาแนวตั้งที่ผ่านบรรยากาศ (สมดุลความร้อนของบรรยากาศ) สำหรับคอลัมน์เดียวกันที่ผ่านชั้นบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์ (สมดุลความร้อนของระบบโลก-บรรยากาศ)

สมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก:

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

แสดงถึงผลรวมพีชคณิตของพลังงานที่ไหลระหว่างองค์ประกอบของพื้นผิวโลกและพื้นที่โดยรอบ ในสูตรนี้:

R - ความสมดุลของรังสี ความแตกต่างระหว่างรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นที่ถูกดูดซับและรังสีที่มีประสิทธิภาพคลื่นยาวจากพื้นผิวโลก

P คือการไหลของความร้อนที่เกิดขึ้นระหว่างพื้นผิวด้านล่างกับบรรยากาศ

F0 - สังเกตการไหลของความร้อนระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นลึกของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์

LE - การใช้ความร้อนสำหรับการระเหยซึ่งหมายถึงผลคูณของมวลของน้ำระเหย E และความร้อนของการระเหย L สมดุลความร้อน

ฟลักซ์เหล่านี้รวมถึงความสมดุลของรังสี (หรือรังสีตกค้าง) R - ความแตกต่างระหว่างรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นที่ดูดซับไว้กับรังสีที่มีประสิทธิภาพคลื่นยาวจากพื้นผิวโลก ค่าบวกหรือลบของสมดุลการแผ่รังสีจะได้รับการชดเชยด้วยการไหลของความร้อนหลายๆ ครั้ง เนื่องจากอุณหภูมิของพื้นผิวโลกมักจะไม่เท่ากับอุณหภูมิอากาศ การไหลของความร้อน P เกิดขึ้นระหว่างพื้นผิวด้านล่างและชั้นบรรยากาศ การไหลของความร้อน F0 ที่คล้ายกันนั้นถูกสังเกตระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นลึกของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์ ในกรณีนี้ การไหลของความร้อนในดินถูกกำหนดโดยการนำความร้อนระดับโมเลกุล ในขณะที่การแลกเปลี่ยนความร้อนในอ่างเก็บน้ำตามกฎแล้วจะมีความปั่นป่วนในธรรมชาติไม่มากก็น้อย การไหลของความร้อน F0 ระหว่างพื้นผิวของอ่างเก็บน้ำและชั้นที่ลึกกว่านั้นมีค่าเท่ากับตัวเลขการเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนของอ่างเก็บน้ำในช่วงเวลาที่กำหนด และการถ่ายเทความร้อนโดยกระแสในอ่างเก็บน้ำ สิ่งสำคัญที่สำคัญในสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกโดยปกติคือการใช้ความร้อนในการระเหย LE ซึ่งหมายถึงผลคูณของมวลของน้ำระเหย E และความร้อนของการระเหย L ค่าของ LE ขึ้นอยู่กับการทำให้ชื้นของ พื้นผิวโลก อุณหภูมิ ความชื้นในอากาศ และความเข้มของการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนในชั้นพื้นผิวของอากาศ ซึ่งเป็นตัวกำหนดอัตราการถ่ายโอนไอน้ำจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ

สมการสมดุลความร้อนในบรรยากาศมีรูปแบบดังนี้

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

โดยที่ ΔW คือขนาดของการเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนภายในผนังแนวตั้งของคอลัมน์บรรยากาศ

ความสมดุลทางความร้อนของบรรยากาศประกอบด้วยความสมดุลของการแผ่รังสี Ra; ความร้อนขาเข้าหรือขาออก Lr ระหว่างการเปลี่ยนเฟสของน้ำในบรรยากาศ (g - การตกตะกอนทั้งหมด) การไหลเข้าหรือการไหลของความร้อน P เนื่องจากการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนของบรรยากาศกับพื้นผิวโลก การมาถึงหรือการสูญเสียความร้อนฟ้าที่เกิดจากการแลกเปลี่ยนความร้อนผ่านผนังแนวตั้งของคอลัมน์ซึ่งสัมพันธ์กับการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศและความปั่นป่วนแบบมหภาค นอกจากนี้ สมการสมดุลความร้อนในชั้นบรรยากาศยังรวมคำว่า ΔW ไว้ด้วย ซึ่งเท่ากับการเปลี่ยนแปลงของปริมาณความร้อนภายในคอลัมน์

สมการสมดุลความร้อนของระบบโลก - บรรยากาศ สอดคล้องกับผลรวมพีชคณิตของเงื่อนไขของสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกและบรรยากาศ ส่วนประกอบของสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกและบรรยากาศสำหรับภูมิภาคต่างๆ ของโลกถูกกำหนดโดยการสังเกตทางอุตุนิยมวิทยา (ที่สถานีแอกติโนเมตริก ที่สถานีสมดุลความร้อนพิเศษ บนดาวเทียมอุตุนิยมวิทยาของโลก) หรือโดยการคำนวณทางภูมิอากาศ

ค่าละติจูดเฉลี่ยของส่วนประกอบของสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกสำหรับมหาสมุทร แผ่นดิน และโลก และสมดุลความร้อนของบรรยากาศแสดงไว้ในตาราง โดยที่ค่าของสมาชิกสมดุลความร้อนถือเป็นค่าบวก หากสอดคล้องกับการมาถึงของความร้อน เนื่องจากตารางเหล่านี้อ้างถึงเงื่อนไขรายปีโดยเฉลี่ย จึงไม่รวมคำศัพท์ที่แสดงถึงการเปลี่ยนแปลงในปริมาณความร้อนของบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลก เนื่องจากเงื่อนไขเหล่านี้มีค่าใกล้เคียงกับศูนย์

สำหรับโลกในฐานะดาวเคราะห์ พร้อมด้วยชั้นบรรยากาศ แผนภาพสมดุลความร้อนจะแสดงไว้ในรูปที่ 1 หน่วยพื้นที่ผิวของขอบเขตด้านนอกของชั้นบรรยากาศได้รับฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์เท่ากับค่าเฉลี่ยประมาณ 250 กิโลแคลอรี/ลูกบาศก์เซนติเมตร ต่อปี โดยประมาณ 1/3 ของรังสีสะท้อนสู่อวกาศ และ 167 กิโลแคลอรี/ลูกบาศก์เซนติเมตร ต่อ ปีถูกโลกดูดกลืน

การแลกเปลี่ยนความร้อนกระบวนการถ่ายเทความร้อนในอวกาศที่ไม่สามารถกลับคืนสภาพเดิมได้เอง ซึ่งเกิดจากสนามอุณหภูมิไม่สม่ำเสมอ ในกรณีทั่วไป การถ่ายเทความร้อนอาจเกิดจากความไม่เป็นเนื้อเดียวกันของสนามของปริมาณทางกายภาพอื่นๆ เช่น ความแตกต่างของความเข้มข้น (ผลกระทบจากความร้อนจากการแพร่) การถ่ายเทความร้อนมีสามประเภท: การนำความร้อน การพาความร้อน และการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสี (ในทางปฏิบัติ การถ่ายเทความร้อนมักจะดำเนินการทั้งสามประเภทพร้อมกัน) การแลกเปลี่ยนความร้อนเป็นตัวกำหนดหรือมาพร้อมกับกระบวนการต่างๆ ในธรรมชาติ (เช่น วิถีวิวัฒนาการของดวงดาวและดาวเคราะห์ กระบวนการอุตุนิยมวิทยาบนพื้นผิวโลก เป็นต้น) ในด้านเทคโนโลยีและในชีวิตประจำวัน ในหลายกรณี เช่น เมื่อศึกษากระบวนการทำแห้ง การทำความเย็นแบบระเหย การแพร่กระจาย การถ่ายเทความร้อน จะพิจารณาร่วมกับการถ่ายเทมวล การแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างสารหล่อเย็นสองตัวผ่านผนังทึบที่แยกพวกมันออกหรือผ่านทางส่วนต่อประสานระหว่างพวกมันเรียกว่าการถ่ายเทความร้อน

การนำความร้อนการถ่ายเทความร้อนประเภทหนึ่ง (พลังงานของการเคลื่อนที่ด้วยความร้อนของอนุภาคขนาดเล็ก) จากส่วนที่ร้อนกว่าของร่างกายไปยังส่วนที่ร้อนน้อยกว่าซึ่งนำไปสู่การปรับอุณหภูมิให้เท่ากัน ด้วยการนำความร้อน การถ่ายโอนพลังงานในร่างกายเกิดขึ้นอันเป็นผลมาจากการถ่ายโอนพลังงานโดยตรงจากอนุภาค (โมเลกุล อะตอม อิเล็กตรอน) ที่มีพลังงานสูงกว่าไปยังอนุภาคที่มีพลังงานต่ำกว่า หากการเปลี่ยนแปลงสัมพัทธ์ของอุณหภูมิการนำความร้อนที่ระยะห่างของเส้นทางอิสระเฉลี่ยของอนุภาค l มีขนาดเล็กแสดงว่ากฎพื้นฐานของการนำความร้อน (กฎของฟูริเยร์) เป็นที่พอใจ: ความหนาแน่นฟลักซ์ความร้อน q เป็นสัดส่วนกับการไล่ระดับอุณหภูมิ T นั่นคือ (17)

โดยที่ γ คือค่าสัมประสิทธิ์การนำความร้อนหรือเพียงแค่การนำความร้อนไม่ได้ขึ้นอยู่กับการไล่ระดับ T [แลมขึ้นอยู่กับสถานะการรวมตัวของสาร (ดูตาราง) โครงสร้างอะตอม - โมเลกุลอุณหภูมิและความดันองค์ประกอบ (ใน กรณีเป็นสารผสมหรือสารละลาย)

เครื่องหมายลบทางด้านขวาของสมการบ่งชี้ว่าทิศทางการไหลของความร้อนและการไล่ระดับอุณหภูมินั้นตรงกันข้ามกัน

อัตราส่วนของค่า Q ต่อพื้นที่หน้าตัด F เรียกว่าฟลักซ์ความร้อนจำเพาะหรือภาระความร้อน และเขียนแทนด้วยตัวอักษร q

(18)

ค่าสัมประสิทธิ์การนำความร้อน γ สำหรับก๊าซ ของเหลว และบางชนิด ของแข็งที่ความดันบรรยากาศ 760 mmHg เลือกจากตาราง

การถ่ายเทความร้อน.การแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างสารหล่อเย็นสองตัวผ่านผนังทึบที่แยกสารหล่อเย็นทั้งสองหรือผ่านส่วนเชื่อมต่อระหว่างสารหล่อเย็นทั้งสอง การถ่ายเทความร้อนรวมถึงการถ่ายเทความร้อนจากของเหลวที่ร้อนกว่าไปยังผนัง การถ่ายเทความร้อนในผนัง การถ่ายเทความร้อนจากผนังไปยังตัวกลางที่เคลื่อนที่เย็นกว่า ความเข้มของการถ่ายเทความร้อนระหว่างการถ่ายเทความร้อนนั้นมีลักษณะเป็นค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อน k ซึ่งเท่ากับตัวเลขของปริมาณความร้อนที่ถูกถ่ายโอนผ่านหน่วยของพื้นผิวผนังต่อหน่วยเวลาโดยมีความแตกต่างของอุณหภูมิระหว่างของเหลว 1 K มิติข้อมูล k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)] ค่าของ R ซึ่งเป็นส่วนกลับของสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อน เรียกว่าความต้านทานความร้อนรวมของการถ่ายเทความร้อน ตัวอย่างเช่น R ของผนังชั้นเดียว

,

โดยที่ α1 และ α2 เป็นค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อนจากของเหลวร้อนไปยังพื้นผิวผนัง และจากพื้นผิวผนังไปยังของเหลวเย็น δ - ความหนาของผนัง แล - สัมประสิทธิ์การนำความร้อน ในกรณีส่วนใหญ่ที่พบในทางปฏิบัติ ค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อนจะถูกกำหนดโดยการทดลอง ในกรณีนี้ผลลัพธ์ที่ได้จะถูกประมวลผลโดยใช้วิธีการที่คล้ายกับทฤษฎี

การถ่ายเทความร้อนแบบกระจาย -การถ่ายเทความร้อนจากการแผ่รังสีเกิดขึ้นอันเป็นผลมาจากกระบวนการแปลงพลังงานภายในของสารให้เป็นพลังงานรังสี การถ่ายโอนพลังงานรังสีและการดูดกลืนโดยสาร มีการกำหนดกระบวนการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสี ตำแหน่งสัมพัทธ์ในพื้นที่ของร่างกายแลกเปลี่ยนความร้อนคุณสมบัติของตัวกลางที่ใช้แยกร่างเหล่านี้ ความแตกต่างที่สำคัญระหว่างการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสีกับการถ่ายเทความร้อนประเภทอื่น (การนำความร้อน การถ่ายเทความร้อนแบบพาความร้อน) คือมันสามารถเกิดขึ้นได้หากไม่มีตัวกลางวัสดุที่แยกพื้นผิวการถ่ายเทความร้อน เนื่องจากมันเกิดขึ้นจากการแพร่กระจายของแม่เหล็กไฟฟ้า รังสี

พลังงานรังสีที่ตกลงมาในกระบวนการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแผ่รังสีลงบนพื้นผิวของวัตถุที่ทึบแสง และมีลักษณะเฉพาะด้วยค่าของฟลักซ์การแผ่รังสีที่ตกกระทบ Qpad จะถูกร่างกายดูดซับบางส่วนและสะท้อนจากพื้นผิวบางส่วน (ดูรูป)

ฟลักซ์รังสีที่ดูดซับ Qabs ถูกกำหนดโดยความสัมพันธ์:

ก็อบส์ = เอ คิวแพด (20)

โดยที่ A คือความสามารถในการดูดซึมของร่างกาย เนื่องจากความจริงที่ว่าสำหรับร่างกายที่ทึบแสง

คิวแพด = กอด + คิวโอพี (21)

โดยที่ Qotr คือฟลักซ์ของรังสีที่สะท้อนจากพื้นผิวของร่างกาย ค่าสุดท้ายนี้จะเท่ากับ:

ควอตร์ = (1 - A) คิวแพด, (22)

โดยที่ 1 - A = R คือค่าการสะท้อนแสงของร่างกาย หากค่าการดูดซึมของร่างกายเป็น 1 ดังนั้นค่าการสะท้อนแสงจึงเป็น 0 นั่นคือร่างกายดูดซับพลังงานทั้งหมดที่เกิดขึ้นกับวัตถุนั้น วัตถุนั้นจะถูกเรียกว่าวัตถุที่มีสีดำสนิทซึ่งมีอุณหภูมิแตกต่างจากศูนย์สัมบูรณ์จะปล่อยพลังงานออกมา ไปจนถึงความร้อนในร่างกาย รังสีนี้เรียกว่า รังสีของตัวเองร่างกายและมีลักษณะเฉพาะด้วยฟลักซ์ของรังสี Qsob ของมันเอง รังสีภายในต่อหน่วยพื้นที่ผิวของร่างกายเรียกว่าความหนาแน่นฟลักซ์ของรังสีภายในหรือการปล่อยรังสีของร่างกาย อย่างหลังตามกฎการแผ่รังสีของสเตฟาน-โบลต์ซมันน์นั้นแปรผันตามอุณหภูมิของร่างกายเป็นกำลังที่สี่ อัตราส่วนของการปล่อยรังสีของวัตถุต่อการปล่อยของวัตถุสีดำสนิทที่อุณหภูมิเดียวกันเรียกว่าระดับของการปล่อยรังสี สำหรับวัตถุทั้งหมด ระดับความมืดจะน้อยกว่า 1 หากสำหรับวัตถุบางส่วนนั้นไม่ได้ขึ้นอยู่กับความยาวคลื่นของการแผ่รังสี วัตถุนั้นจะเรียกว่าสีเทา ธรรมชาติของการกระจายพลังงานรังสีของวัตถุสีเทาตลอดความยาวคลื่นนั้นเหมือนกับของวัตถุสีดำสนิท กล่าวคือ กฎการแผ่รังสีของพลังค์อธิบายไว้ ระดับความมืดของวัตถุสีเทาเท่ากับความสามารถในการดูดซับ

พื้นผิวของร่างกายใด ๆ ที่รวมอยู่ในระบบจะปล่อยฟลักซ์ของรังสีสะท้อน Qotр และรังสี Qcob ของมันเอง ปริมาณพลังงานทั้งหมดที่ออกจากพื้นผิวของร่างกายเรียกว่าฟลักซ์การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ Qeff และถูกกำหนดโดยความสัมพันธ์:

คิวฟฟ์ = Qotr + Qcob (23)

พลังงานส่วนหนึ่งที่ร่างกายดูดซับกลับคืนสู่ระบบในรูปของรังสีของมันเอง ดังนั้นผลลัพธ์ของการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสีจึงสามารถแสดงเป็นความแตกต่างระหว่างฟลักซ์ของมันเองและรังสีที่ดูดซับได้ ขนาด

คิวเปซ = คิวค็อบ - คับล์ (24)

เรียกว่าฟลักซ์ของการแผ่รังสีที่เกิดขึ้น และแสดงปริมาณพลังงานที่ร่างกายได้รับหรือสูญเสียต่อหน่วยเวลาอันเป็นผลมาจากการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสี ฟลักซ์การแผ่รังสีที่เกิดขึ้นสามารถแสดงออกมาในรูปแบบได้เช่นกัน

คิวเปซ = คิวฟฟ์ - คิวแพด (25)

นั่นคือเป็นความแตกต่างระหว่างรายจ่ายทั้งหมดกับการมาถึงของพลังงานรังสีที่มายังพื้นผิวของร่างกาย ดังนั้นเมื่อพิจารณาว่า

คิวแพด = (คิวคอบ - คิวพีอี) / เอ (26)

เราได้รับนิพจน์ที่ใช้กันอย่างแพร่หลายในการคำนวณการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสี:

ตามกฎแล้วงานในการคำนวณการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสีคือการค้นหาฟลักซ์การแผ่รังสีที่เกิดขึ้นบนพื้นผิวทั้งหมดที่รวมอยู่ในระบบที่กำหนดหากทราบอุณหภูมิและคุณลักษณะทางแสงของพื้นผิวเหล่านี้ทั้งหมด เพื่อแก้ปัญหานี้ นอกเหนือจากความสัมพันธ์สุดท้ายแล้ว ยังจำเป็นต้องชี้แจงความสัมพันธ์ระหว่างฟลักซ์ Qpad บนพื้นผิวที่กำหนดกับฟลักซ์ Qeff บนพื้นผิวทั้งหมดที่รวมอยู่ในระบบการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสี ในการค้นหาความสัมพันธ์นี้ มีการใช้แนวคิดเรื่องค่าสัมประสิทธิ์การแผ่รังสีเชิงมุมโดยเฉลี่ย ซึ่งแสดงให้เห็นว่าเศษส่วนของการแผ่รังสีของครึ่งทรงกลม (นั่นคือ ปล่อยออกมาในทุกทิศทางภายในซีกโลก) ของพื้นผิวใดพื้นผิวหนึ่งที่รวมอยู่ในระบบแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแผ่รังสีที่ตกลงบนพื้นผิวนี้ ดังนั้น ฟลักซ์ Qpad บนพื้นผิวใดๆ ที่รวมอยู่ในระบบการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสีจะถูกกำหนดเป็นผลรวมของผลคูณของ Qeff ของพื้นผิวทั้งหมด (รวมถึงพื้นผิวนี้ด้วย ถ้าเป็นแบบเว้า) และค่าสัมประสิทธิ์การแผ่รังสีเชิงมุมที่สอดคล้องกัน

การถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสีมีบทบาทสำคัญในกระบวนการถ่ายเทความร้อนที่เกิดขึ้นที่อุณหภูมิประมาณ 1,000 °C ขึ้นไป มีการใช้กันอย่างแพร่หลายในด้านเทคโนโลยีต่างๆ: โลหะวิทยา, วิศวกรรมพลังงานความร้อน, พลังงานนิวเคลียร์, เทคโนโลยีจรวด, เทคโนโลยีเคมี, เทคโนโลยีการอบแห้ง, เทคโนโลยีพลังงานแสงอาทิตย์

สมดุลความร้อน nsโลก อัตราส่วนของการไหลเข้าและการไหลออกของพลังงาน (การแผ่รังสีและความร้อน) บนพื้นผิวโลก ในชั้นบรรยากาศ และในระบบชั้นบรรยากาศโลก 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+ฉ 0+แอล.อี.= 0 แสดงถึงผลรวมพีชคณิตของพลังงานที่ไหลระหว่างองค์ประกอบของพื้นผิวโลกและพื้นที่โดยรอบ กระแสเหล่านี้ได้แก่ ความสมดุลของรังสี (หรือรังสีตกค้าง) ร- ความแตกต่างระหว่างรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นที่ถูกดูดซับและรังสีที่มีประสิทธิภาพคลื่นยาวจากพื้นผิวโลก ค่าบวกหรือลบของสมดุลการแผ่รังสีจะได้รับการชดเชยด้วยการไหลของความร้อนหลายๆ ครั้ง เนื่องจากอุณหภูมิพื้นผิวโลกมักจะไม่เท่ากับอุณหภูมิอากาศระหว่างนั้น พื้นผิวด้านล่าง และบรรยากาศทำให้เกิดกระแสความร้อน ร.การไหลของความร้อนที่คล้ายกัน เอฟ 0 สังเกตได้ระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นลึกของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์ ในกรณีนี้ การไหลของความร้อนในดินจะถูกกำหนดโดยโมเลกุล การนำความร้อน, ในขณะที่ในอ่างเก็บน้ำ ตามกฎแล้วการแลกเปลี่ยนความร้อนจะมีความปั่นป่วนไม่มากก็น้อย การไหลของความร้อน เอฟ 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+ป+ เอฟเอ= ด ว.

ต.บ. บรรยากาศประกอบด้วยความสมดุลของรังสี รก ; ความร้อนไหลเข้าหรือไหลออก แอลอาร์ระหว่างการเปลี่ยนแปลงเฟสของน้ำในบรรยากาศ (g - ปริมาณน้ำฝนทั้งหมด) การไหลเข้าหรือการไหลของความร้อน P เนื่องจากการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนของบรรยากาศกับพื้นผิวโลก ความร้อนไหลเข้าหรือไหลออก เอฟก 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. แสดงในรูปที่. หน่วยพื้นที่ผิวของขอบเขตด้านนอกของชั้นบรรยากาศได้รับฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์เท่ากับค่าเฉลี่ยประมาณ 250 กิโลแคลอรี/ซม 2 ครั้งต่อปี ซึ่งสะท้อนสู่อวกาศโลกประมาณ 167 ครั้ง กิโลแคลอรี/ซมโลกดูดกลืน 2 ต่อปี (ลูกศร ถามลูกชาย 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 มากมายในภูมิอากาศวิทยา อุทกวิทยาของแผ่นดิน และสมุทรศาสตร์ ใช้เพื่อยืนยันแบบจำลองเชิงตัวเลขของทฤษฎีสภาพภูมิอากาศและเพื่อทดสอบผลลัพธ์ของการใช้แบบจำลองเหล่านี้เชิงประจักษ์ เนื้อหาเกี่ยวกับ T.b. มีบทบาทสำคัญในการศึกษาการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ นอกจากนี้ยังใช้ในการคำนวณการระเหยจากพื้นผิวของแอ่งแม่น้ำ ทะเลสาบ ทะเล และมหาสมุทร ในการศึกษาระบบพลังงานของกระแสน้ำทะเล เพื่อศึกษาหิมะและน้ำแข็งปกคลุมในพืช สรีรวิทยาเพื่อศึกษาการคายน้ำและการสังเคราะห์ด้วยแสง ในสรีรวิทยาของสัตว์เพื่อศึกษาระบบการให้ความร้อนของสิ่งมีชีวิต 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

แหล่งพลังงานหลักสำหรับกระบวนการทั้งหมดที่เกิดขึ้นในชีวมณฑลคือรังสีดวงอาทิตย์ บรรยากาศรอบๆ โลกดูดซับรังสีคลื่นสั้นจากดวงอาทิตย์ได้น้อย ซึ่งส่วนใหญ่ไปถึงพื้นผิวโลก รังสีดวงอาทิตย์บางส่วนถูกดูดซับและกระจายไปตามชั้นบรรยากาศ การดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ที่ตกกระทบเกิดจากการมีโอโซน คาร์บอนไดออกไซด์ ไอน้ำ และละอองลอยอยู่ในชั้นบรรยากาศ[...]

ภายใต้อิทธิพลของฟลักซ์แสงอาทิตย์ที่ตกกระทบอันเป็นผลจากการดูดกลืนของมัน พื้นผิวโลกจะร้อนขึ้นและกลายเป็นแหล่งกำเนิดรังสีคลื่นยาว (LW) ที่มุ่งสู่ชั้นบรรยากาศ ในทางกลับกัน ชั้นบรรยากาศยังเป็นแหล่งกำเนิดรังสี LW ที่พุ่งเข้าหาโลกด้วย (ที่เรียกว่าการแผ่รังสีสวนทางกับบรรยากาศ) ในกรณีนี้ การแลกเปลี่ยนความร้อนซึ่งกันและกันเกิดขึ้นระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศ ความแตกต่างระหว่างรังสี HF ที่ถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลกกับรังสีที่มีประสิทธิผลเรียกว่าความสมดุลของรังสี การเปลี่ยนแปลงของพลังงานของรังสี HF แสงอาทิตย์เมื่อถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศ การแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างทั้งสองก่อให้เกิดสมดุลความร้อนของโลก[...]

คุณสมบัติหลักระบอบการแผ่รังสีของชั้นบรรยากาศคือปรากฏการณ์เรือนกระจกซึ่งประกอบด้วยความจริงที่ว่ารังสี HF ส่วนใหญ่ไปถึงพื้นผิวโลกทำให้เกิดความร้อนและรังสี LW จากโลกถูกหน่วงเวลาโดยชั้นบรรยากาศ จึงลดการถ่ายเทความร้อนของ โลกสู่อวกาศ บรรยากาศเป็นเปลือกฉนวนความร้อนชนิดหนึ่งที่ป้องกันไม่ให้โลกเย็นลง การเพิ่มขึ้นของเปอร์เซ็นต์ของไอ CO2, H20, ละอองลอย ฯลฯ จะช่วยเพิ่มปรากฏการณ์เรือนกระจก ซึ่งนำไปสู่การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิเฉลี่ยของบรรยากาศที่ต่ำกว่าและภาวะโลกร้อน แหล่งกำเนิดรังสีความร้อนหลักของชั้นบรรยากาศคือพื้นผิวโลก[...]

ความเข้มของรังสีดวงอาทิตย์ที่ถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลกและบรรยากาศคือ 237 วัตต์/ตร.ม. โดยที่ 157 วัตต์/ตร.ม. ถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลก และ 80 วัตต์/ตร.ม. โดยบรรยากาศ สมดุลความร้อนของโลกเข้า ปริทัศน์แสดงในรูปที่. 6.15.[...]

ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกคือ 105 วัตต์/ตารางเมตร และรังสีที่มีประสิทธิผลจากรังสีนั้นเท่ากับความแตกต่างระหว่างรังสีที่ดูดซับและความสมดุลของรังสี และมีค่าเท่ากับ 52 วัตต์/ตารางเมตร พลังงานของความสมดุลของการแผ่รังสีถูกใช้ไปในการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนของโลกกับบรรยากาศซึ่งมีค่าเท่ากับ 17 วัตต์ต่อตารางเมตร และกับกระบวนการระเหยของน้ำซึ่งมีค่าเท่ากับ 88 วัตต์ต่อตารางเมตร[...]

แผนภาพการแลกเปลี่ยนความร้อนในชั้นบรรยากาศแสดงไว้ในรูปที่ 1 6.16. ดังที่เห็นได้จากแผนภาพนี้ บรรยากาศได้รับพลังงานความร้อนจากแหล่ง 3 แห่ง คือ จากดวงอาทิตย์ ในรูปของรังสี HF ที่ถูกดูดซับด้วยความเข้มประมาณ 80 วัตต์/ตารางเมตร; ความร้อนจากการควบแน่นของไอน้ำที่มาจากผิวโลกและมีค่าเท่ากับ 88 W/m2 การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนระหว่างโลกกับชั้นบรรยากาศ (17 W/m2)[...]

ผลรวมขององค์ประกอบการแลกเปลี่ยนความร้อน (185 วัตต์/เมตร) เท่ากับการสูญเสียความร้อนของบรรยากาศในรูปของรังสี LW ที่ออกสู่อวกาศ ส่วนเล็กๆ ของการแผ่รังสีแสงอาทิตย์ที่ตกกระทบ ซึ่งน้อยกว่าองค์ประกอบที่กำหนดของสมดุลความร้อนนั้น ถูกใช้ไปกับกระบวนการอื่นๆ ที่เกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศ[...]

ความแตกต่างของการระเหยจากทวีปและพื้นผิวทะเลและมหาสมุทรได้รับการชดเชยด้วยกระบวนการแลกเปลี่ยนมวลไอน้ำผ่านกระแสอากาศและการไหลของแม่น้ำที่ไหลลงสู่พื้นที่น้ำของโลก

โลกได้รับความร้อนโดยการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นในชั้นบรรยากาศ และโดยเฉพาะอย่างยิ่งที่พื้นผิวโลก รังสีดวงอาทิตย์เป็นเพียงแหล่งความร้อนเพียงแหล่งเดียวที่เข้าสู่ระบบชั้นบรรยากาศ-โลก แหล่งความร้อนอื่นๆ (ความร้อนที่ปล่อยออกมาระหว่างการสลายตัวของธาตุกัมมันตภาพรังสีภายในโลก ความร้อนจากแรงโน้มถ่วง ฯลฯ) โดยรวมแล้วให้ความร้อนเพียงหนึ่งในห้าพันของความร้อนที่ไปถึงขอบเขตด้านบนของบรรยากาศจากรังสีดวงอาทิตย์ ดังนั้น และ สามารถละเลยได้เมื่อ วาดสมการสมดุลความร้อน

ความร้อนจะหายไปพร้อมกับรังสีคลื่นสั้นที่เล็ดลอดออกสู่อวกาศ สะท้อนจากชั้นบรรยากาศ Soa และจากพื้นผิวโลก SOP และเนื่องจากการแผ่รังสีคลื่นยาวที่มีประสิทธิผล Ee โดยพื้นผิวโลกและการแผ่รังสีในชั้นบรรยากาศ Ea

ดังนั้นที่ขอบเขตด้านบนของบรรยากาศ สมดุลความร้อนของโลกในฐานะดาวเคราะห์จึงประกอบด้วยการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแผ่รังสี:

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

โดยที่การเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนของระบบ “บรรยากาศ-โลก” ในช่วงเวลาหนึ่ง

ให้เราพิจารณาเงื่อนไขของสมการนี้ในช่วงเวลาหนึ่งปี ฟลักซ์ของการแผ่รังสีดวงอาทิตย์ที่ระยะห่างเฉลี่ยของโลกจากดวงอาทิตย์อยู่ที่ประมาณ 42.6-10° J/(m2-year) จากการไหลนี้ โลกจะได้รับพลังงานจำนวนหนึ่งซึ่งเท่ากับผลคูณของค่าคงที่แสงอาทิตย์ I0 คูณพื้นที่ ภาพตัดขวาง Earth рR2 เช่น I0 рR2 โดยที่ R คือรัศมีเฉลี่ยของโลก ภายใต้อิทธิพลของการหมุนของโลก พลังงานนี้จะถูกกระจายไปทั่วพื้นผิวโลก เท่ากับ 4рR2 ดังนั้น ค่าเฉลี่ยของฟลักซ์การแผ่รังสีแสงอาทิตย์ที่ส่องลงบนพื้นผิวแนวนอนของโลก โดยไม่คำนึงถึงการลดทอนของชั้นบรรยากาศ คือ Iо рR2/4рR3 = Iо/4 หรือ 0.338 kW/m2 ในช่วงเวลาหนึ่งปี พื้นผิวแต่ละตารางเมตรของขอบเขตด้านนอกของชั้นบรรยากาศจะได้รับพลังงานเฉลี่ยประมาณ 10.66-109 J หรือ 10.66 GJ ของพลังงานแสงอาทิตย์ เช่น Iо = 10.66 GJ/(m2*ปี)

ลองพิจารณาส่วนการบริโภคของสมการ (1) รังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงขอบเขตด้านนอกของบรรยากาศจะแทรกซึมเข้าไปในชั้นบรรยากาศบางส่วน และสะท้อนบางส่วนจากชั้นบรรยากาศและพื้นผิวโลกออกสู่อวกาศ จากข้อมูลล่าสุด อัลเบโด้โดยเฉลี่ยของโลกอยู่ที่ประมาณ 33% ประกอบด้วยการสะท้อนจากเมฆ (26%) และการสะท้อนจากพื้นผิวด้านล่าง (7:%) จากนั้นรังสีที่สะท้อนจากเมฆคือ Soa = 10.66*0.26 = 2.77 GJ/(m2*ปี) โดยพื้นผิวโลก - SOP = 10.66*0.07 = 0.75 GJ/(m2*ปี) และโดยทั่วไปแล้ว โลกจะสะท้อนกลับ 3.52 กิกะจูล/(ตร.ม.*ปี)

พื้นผิวโลกที่ได้รับความร้อนเนื่องจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ กลายเป็นแหล่งกำเนิดรังสีคลื่นยาวที่ทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น พื้นผิวของวัตถุใดๆ ที่มีอุณหภูมิสูงกว่าศูนย์สัมบูรณ์จะปล่อยพลังงานความร้อนออกมาอย่างต่อเนื่อง พื้นผิวและชั้นบรรยากาศของโลกก็ไม่มีข้อยกเว้น ตามกฎหมายของสเตฟาน-โบลต์ซมันน์ ความเข้มของรังสีขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของร่างกายและการแผ่รังสี:

อี = vuT4, (2)

โดยที่ E คือความเข้มของรังสีหรือรังสีจากภายใน W/m2 β คือความเปล่งรังสีของร่างกายเมื่อเทียบกับวัตถุสีดำสนิท โดยที่ β = 1; y - ค่าคงที่ Stefan-Boltzmann เท่ากับ 5.67*10-8 W/(m2*K4); T คืออุณหภูมิร่างกายสัมบูรณ์

ค่าสำหรับพื้นผิวที่แตกต่างกันมีตั้งแต่ 0.89 (ผิวน้ำเรียบ) ถึง 0.99 (หญ้าสีเขียวหนาแน่น) โดยเฉลี่ยสำหรับพื้นผิวโลกจะเท่ากับ 0.95

อุณหภูมิสัมบูรณ์ของพื้นผิวโลกอยู่ระหว่าง 190 ถึง 350 เคลวิน ที่อุณหภูมิดังกล่าว รังสีที่ปล่อยออกมาจะมีความยาวคลื่น 4-120 ไมครอน ดังนั้นรังสีทั้งหมดจึงเป็นรังสีอินฟราเรดและตาจะมองไม่เห็น

การแผ่รังสีภายในพื้นผิวโลก - E3 คำนวณตามสูตร (2) เท่ากับ 12.05 GJ/(m2*ปี) ซึ่งเท่ากับ 1.39 GJ/(m2*ปี) หรือสูงกว่ารังสีดวงอาทิตย์ที่ได้รับ 13% ที่ขอบบนของชั้นบรรยากาศ S0 การปล่อยรังสีจำนวนมากจากพื้นผิวโลกจะนำไปสู่การเย็นตัวลงอย่างรวดเร็ว หากไม่ได้รับการป้องกันโดยกระบวนการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์และบรรยากาศจากพื้นผิวโลก รังสีอินฟราเรดภาคพื้นดินหรือรังสีภายในพื้นผิวโลกในช่วงความยาวคลื่นตั้งแต่ 4.5 ถึง 80 ไมครอน จะถูกดูดซับอย่างเข้มข้นโดยไอน้ำในบรรยากาศ และในช่วง 8.5 - 11 ไมครอนเท่านั้นที่ผ่านชั้นบรรยากาศและออกไปสู่อวกาศ ในทางกลับกัน ไอน้ำในชั้นบรรยากาศยังปล่อยรังสีอินฟราเรดที่มองไม่เห็น ซึ่งรังสีส่วนใหญ่พุ่งลงสู่พื้นผิวโลก และส่วนที่เหลือจะออกไปในอวกาศ รังสีบรรยากาศที่มาถึงพื้นผิวโลกเรียกว่ารังสีต้านจากชั้นบรรยากาศ

จากการแผ่รังสีของบรรยากาศที่กำลังจะมาถึง พื้นผิวโลกดูดซับค่าของมันได้ 95% เนื่องจากตามกฎของ Kirchhoff ความสามารถในการปล่อยรังสีของร่างกายจะเท่ากับความสามารถในการดูดซับรังสีของมัน ดังนั้นการแผ่รังสีสวนทางจากชั้นบรรยากาศจึงเป็นแหล่งความร้อนที่สำคัญสำหรับพื้นผิวโลก นอกเหนือจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ด้วย การแผ่รังสีสวนกลับของบรรยากาศไม่สามารถระบุได้โดยตรงและคำนวณโดยวิธีทางอ้อม รังสีเคาน์เตอร์ของชั้นบรรยากาศที่ถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลกคือ Eza = 10.45 GJ/(m2 * ปี) สัมพันธ์กับ S0 คือ 98%

รังสีสวนกลับจะน้อยกว่ารังสีภาคพื้นดินเสมอ ดังนั้นพื้นผิวโลกจึงสูญเสียความร้อนเนื่องจากความแตกต่างเชิงบวกระหว่างรังสีของมันเองกับรังสีสวนกลับ ความแตกต่างระหว่างรังสีพื้นผิวโลกกับรังสีสวนทางของบรรยากาศเรียกว่ารังสีประสิทธิผล (Ee):

เอ = เอซ - เอซ่า (3)

การแลกเปลี่ยนความร้อนจากแสงอาทิตย์ภาคพื้นดิน

การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพคือการสูญเสียสุทธิของพลังงานการแผ่รังสีและความร้อนจากพื้นผิวโลก ความร้อนที่หลบหนีออกสู่อวกาศมีค่าเท่ากับ 1.60 GJ/(m2 * ปี) หรือ 15% ของรังสีดวงอาทิตย์ที่ได้รับที่ขอบด้านบนของชั้นบรรยากาศ (ลูกศร Ez ในรูปที่ 9.1) ที่ละติจูดพอสมควร พื้นผิวโลกสูญเสียไปจากการแผ่รังสีประสิทธิผลประมาณครึ่งหนึ่งของปริมาณความร้อนที่ได้รับจากรังสีที่ถูกดูดซับ

รังสีบรรยากาศจะพาหะมากขึ้น ธรรมชาติที่ซับซ้อนมากกว่ารังสีจากพื้นผิวโลก ประการแรก ตามกฎของเคอร์ชอฟฟ์ พลังงานจะถูกปล่อยออกมาโดยก๊าซที่ดูดซับพลังงานนั้นเท่านั้น เช่น ไอน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ และโอโซน ประการที่สอง การแผ่รังสีของก๊าซแต่ละชนิดมีความซับซ้อนและเลือกสรร เนื่องจากปริมาณไอน้ำลดลงตามความสูง ชั้นบรรยากาศที่เปล่งออกมาแรงที่สุดจึงอยู่ที่ระดับความสูง 6 - 10 กม. การแผ่รังสีคลื่นยาวของชั้นบรรยากาศสู่อวกาศโลก Ea = 5.54 GJ/(m2*ปี) ซึ่งคิดเป็นร้อยละ 52 ของรังสีดวงอาทิตย์ที่ไหลเข้าสู่ขอบเขตด้านบนของชั้นบรรยากาศ การแผ่รังสีคลื่นยาวจากพื้นผิวโลกและบรรยากาศที่เข้าสู่อวกาศเรียกว่ารังสีขาออกของสหภาพยุโรป โดยรวมแล้วมีค่าเท่ากับ 7.14 GJ/(m2*ปี) หรือ 67% ของรังสีดวงอาทิตย์ที่ไหลเข้ามา

แทนที่ค่าที่พบของ So, Soa, Sop, Ee และ Ea ลงในสมการ (1) เราจะได้ - ?Sз = 0 นั่นคือรังสีที่ออกไปพร้อมกับรังสีคลื่นสั้นที่สะท้อนและกระจัดกระจาย ดังนั้น ชดเชย การหลั่งไหลของรังสีดวงอาทิตย์มายังโลก กล่าวอีกนัยหนึ่ง โลกพร้อมกับชั้นบรรยากาศจะสูญเสียรังสีมากเท่าที่ได้รับ ดังนั้น จึงอยู่ในสภาวะสมดุลของรังสี

สมดุลทางความร้อนของโลกได้รับการยืนยันโดยการสังเกตอุณหภูมิในระยะยาว อุณหภูมิเฉลี่ยของโลกเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยในแต่ละปี และแทบจะไม่เปลี่ยนแปลงจากช่วงระยะยาวหนึ่งไปอีกช่วงหนึ่ง