Al fine di valutare correttamente il grado di riscaldamento e raffreddamento delle varie superfici terrestri, calcolare l'evaporazione per , determinare i cambiamenti nel contenuto di umidità nel suolo, sviluppare metodi per prevedere il congelamento e valutare anche l'impatto dei lavori di bonifica sulle condizioni climatiche del strato d'aria superficiale, sono necessari dati sul bilancio termico della superficie terrestre.
La superficie terrestre riceve e perde continuamente calore a causa dell'esposizione a una varietà di flussi di radiazioni a onde corte e a onde lunghe. Assorbendo in misura maggiore o minore la radiazione totale e la controradiazione, la superficie terrestre si riscalda ed emette radiazioni a onda lunga, il che significa che perde calore. Il valore che caratterizza la perdita di calore della terra
la superficie è la radiazione effettiva. È pari alla differenza tra la radiazione propria della superficie terrestre e la controradiazione dell'atmosfera. Poiché la controradiazione dell'atmosfera è sempre leggermente inferiore a quella della terra, questa differenza è positiva. Di giorno la radiazione efficace viene bloccata dalla radiazione a onde corte assorbita. Di notte, in assenza di radiazione solare a onde corte, la radiazione efficace abbassa la temperatura della superficie terrestre. Con tempo nuvoloso, a causa dell'aumento della controradiazione dell'atmosfera, la radiazione effettiva è molto inferiore che con tempo sereno. Raffreddamento minore e notturno della superficie terrestre. Alle medie latitudini la superficie terrestre perde, a causa della radiazione effettiva, circa la metà della quantità di calore che riceve dalla radiazione assorbita.
L'arrivo e il consumo dell'energia radiante sono stimati dal valore del bilancio radiativo della superficie terrestre. È uguale alla differenza tra la radiazione assorbita e quella effettiva, da questo dipende lo stato termico della superficie terrestre: il suo riscaldamento o raffreddamento. Durante il giorno è quasi sempre positivo, cioè la portata termica supera il consumo. Di notte il bilancio della radiazione è negativo e pari alla radiazione effettiva. I valori annuali del bilancio radiativo della superficie terrestre, ad eccezione delle latitudini più elevate, sono ovunque positivi. Questo calore in eccesso viene speso per riscaldare l’atmosfera mediante conduzione turbolenta del calore, per evaporazione e per scambio di calore con strati più profondi di suolo o acqua.
Se consideriamo le condizioni di temperatura per un lungo periodo (un anno o meglio più anni), allora la superficie terrestre, l'atmosfera separatamente e il sistema "Terra-atmosfera" si trovano in uno stato di equilibrio termico. La loro temperatura media varia poco di anno in anno. In accordo con la legge di conservazione dell'energia, possiamo supporre che la somma algebrica dei flussi di calore che arrivano alla superficie terrestre e la lasciano sia uguale a zero. Questa è l'equazione per il bilancio termico della superficie terrestre. Il suo significato è che il bilancio radiativo della superficie terrestre è bilanciato dal trasferimento di calore non radiativo. L'equazione del bilancio termico, di norma, non tiene conto (a causa della loro piccolezza) di flussi come il calore trasportato dalle precipitazioni, il consumo di energia per la fotosintesi, il guadagno di calore derivante dall'ossidazione della biomassa, nonché il consumo di calore per lo scioglimento del ghiaccio o della neve. , guadagno di calore derivante dall'acqua gelata.
Anche il bilancio termico del sistema “Terra-atmosfera” per un lungo periodo è pari a zero, cioè la Terra come pianeta è in equilibrio termico: la radiazione solare che arriva al limite superiore dell’atmosfera è bilanciata dalla radiazione che esce l'atmosfera dal limite superiore dell'atmosfera.
Se consideriamo il 100% dell'aria che arriva al limite superiore, il 32% di questa quantità viene dissipata nell'atmosfera. Di questi, il 6% ritorna nello spazio mondiale. Di conseguenza, il 26% giunge sulla superficie terrestre sotto forma di radiazione diffusa; Il 18% delle radiazioni viene assorbito dall'ozono e dagli aerosol e viene utilizzato per riscaldare l'atmosfera; Il 5% è assorbito dalle nuvole; Il 21% delle radiazioni si disperde nello spazio a causa della riflessione delle nuvole. Pertanto, la radiazione che arriva sulla superficie terrestre è del 50%, di cui la radiazione diretta rappresenta il 24%; Il 47% viene assorbito dalla superficie terrestre e il 3% della radiazione in arrivo viene riflessa nello spazio mondiale. Di conseguenza, il 30% della radiazione solare fuoriesce dal limite superiore dell’atmosfera nello spazio. Questo valore è chiamato albedo planetario della Terra. Per il sistema Terra-atmosfera, il 30% della radiazione solare riflessa e diffusa, il 5% della radiazione terrestre e il 65% della radiazione atmosferica, cioè solo il 100%, ritorna nello spazio attraverso il limite superiore dell'atmosfera.
La principale fonte di energia per tutti i processi che avvengono nella biosfera è la radiazione solare. L'atmosfera che circonda la Terra assorbe debolmente la radiazione a onde corte del Sole, che raggiunge principalmente la superficie terrestre. Parte della radiazione solare viene assorbita e diffusa dall'atmosfera. L'assorbimento della radiazione solare incidente è dovuto alla presenza di ozono, anidride carbonica, vapore acqueo e aerosol nell'atmosfera.[ ...]
Sotto l'influenza del flusso solare incidente, a seguito del suo assorbimento, la superficie terrestre si riscalda e diventa una sorgente di radiazione a onda lunga (LW) diretta verso l'atmosfera. L'atmosfera, invece, è anche una sorgente di radiazione LW diretta verso la Terra (la cosiddetta controradiazione atmosferica). In questo caso avviene uno scambio termico reciproco tra la superficie terrestre e l'atmosfera. La differenza tra la radiazione HF assorbita dalla superficie terrestre e la radiazione effettiva è chiamata bilancio di radiazione. La trasformazione dell'energia della radiazione solare HF quando viene assorbita dalla superficie terrestre e dall'atmosfera, lo scambio termico tra di loro costituisce il bilancio termico della Terra.[ ...]
La caratteristica principale del regime di radiazione dell'atmosfera è l'effetto serra, che consiste nel fatto che la radiazione a onde corte raggiunge principalmente la superficie terrestre, provocandone il riscaldamento, e la radiazione LW proveniente dalla Terra viene ritardata dall'atmosfera, mentre riducendo il trasferimento di calore della Terra nello spazio. L'atmosfera è una sorta di guscio termoisolante che impedisce alla Terra di raffreddarsi. Un aumento della percentuale di CO2, vapore H20, aerosol, ecc. aumenterà l’effetto serra, che porta ad un aumento della temperatura media della bassa atmosfera e al riscaldamento del clima. La principale fonte di radiazione termica dell'atmosfera è la superficie terrestre.[ ...]
L'intensità della radiazione solare assorbita dalla superficie terrestre e dall'atmosfera è pari a 237 W/m2, di cui 157 W/m2 assorbiti dalla superficie terrestre e 80 W/m2 dall'atmosfera. Il bilancio termico della Terra è presentato in forma generale in Fig. 6.15.[ ...]
Il bilancio radiativo della superficie terrestre è 105 W/m2 e la radiazione effettiva proveniente da essa è pari alla differenza tra la radiazione assorbita e il bilancio radiativo ed è 52 W/m2. L'energia del bilancio radiativo viene spesa nello scambio turbolento di calore della Terra con l'atmosfera, che è di 17 W/m2, e nel processo di evaporazione dell'acqua, che è di 88 W/m2.[ ...]
Lo schema del trasferimento di calore dell'atmosfera è mostrato in fig. 6.16. Come si vede da questo diagramma, l'atmosfera riceve energia termica da tre fonti: dal Sole, sotto forma di radiazione HF assorbita con un'intensità di circa 80 W/m2; calore da condensazione del vapore acqueo proveniente dalla superficie terrestre e pari a 88 W/m2; scambio termico turbolento tra la Terra e l'atmosfera (17 W/m2).[ ...]
La somma delle componenti del trasferimento di calore (185 W/m) è uguale alle perdite di calore dell'atmosfera sotto forma di radiazione DW nello spazio. Una parte insignificante della radiazione solare incidente, che è significativamente inferiore ai componenti indicati del bilancio termico, viene spesa per altri processi che avvengono nell'atmosfera.[ ...]
La differenza nell'evaporazione dai continenti e dalle superfici dei mari e degli oceani è compensata dai processi di trasferimento di massa del vapore acqueo attraverso le correnti d'aria e il flusso dei fiumi che sfociano nelle aree acquatiche del globo.
Il bilancio della radiazione è chiamato reddito-dispendio dell'energia radiante assorbita ed emessa dalla superficie sottostante, dall'atmosfera o dal sistema terra-atmosfera per vari periodi di tempo (6, p. 328).
La parte in ingresso del bilancio radiativo superficiale R è costituito dalla radiazione solare diretta e diffusa, nonché dalla controradiazione atmosferica assorbita dalla superficie sottostante. La parte spesa è determinata dalla perdita di calore dovuta all'irraggiamento termico intrinseco della superficie sottostante (6, p. 328).
Equazione del bilancio delle radiazioni:
R=(Q+q) (1-A)+d-
dove Q è il flusso (o somma) della radiazione solare diretta, q è il flusso (o somma) della radiazione solare diffusa, A è l'albedo della superficie sottostante, è il flusso (o somma) della controradiazione atmosferica, e è il flusso (o somma) della radiazione termica propria della superficie sottostante, e è la capacità di assorbimento della superficie sottostante (6, p. 328).
Il bilancio radiativo della superficie terrestre per l'anno è positivo ovunque sulla Terra, ad eccezione degli altipiani ghiacciati della Groenlandia e dell'Antartide (Fig. 5). Ciò significa che l’afflusso annuo di radiazione assorbita è maggiore della radiazione efficace per lo stesso periodo. Ma questo non significa affatto che la superficie terrestre si riscaldi ogni anno. L'eccesso di radiazione assorbita rispetto alla radiazione è bilanciato dal trasferimento di calore dalla superficie terrestre all'aria attraverso la conduzione termica e durante le trasformazioni di fase dell'acqua (durante l'evaporazione dalla superficie terrestre e la successiva condensazione nell'atmosfera).
Di conseguenza, per la superficie terrestre non esiste un equilibrio radiativo nella ricezione e restituzione della radiazione, ma esiste un equilibrio termico: l'afflusso di calore alla superficie terrestre sia per via radiativa che non radiativa è pari al suo ritorno per la stessa metodi.
Equazione del bilancio termico:
dove il valore del flusso di calore radiativo è R, il flusso di calore turbolento tra la superficie sottostante e l’atmosfera è P, il flusso di calore tra la superficie sottostante e gli strati sottostanti è A, e il consumo di calore per l’evaporazione (o il rilascio di calore durante condensazione) è LE (L è il calore latente di evaporazione, E è la velocità di evaporazione o condensazione) (4, p. 7).
A seconda dell'arrivo e del consumo di calore rispetto alla superficie sottostante, le componenti del bilancio termico possono assumere valori positivi o negativi. In una conclusione a lungo termine, la temperatura media annuale degli strati superiori del suolo e dell'acqua dell'Oceano Mondiale è considerata costante. Pertanto, il trasferimento di calore verticale e orizzontale nel suolo e nell'oceano mondiale nel suo complesso può essere praticamente equiparato a zero.
Pertanto, nella derivazione a lungo termine, il bilancio termico annuale per la superficie terrestre e l’oceano mondiale è costituito dal bilancio radiativo, dal consumo di calore per l’evaporazione e dallo scambio termico turbolento tra la superficie sottostante e l’atmosfera (Fig. 5, 6). Per le singole parti dell'oceano, oltre ai componenti indicati del bilancio termico, è necessario tenere conto del trasferimento di calore da parte delle correnti marine.
Riso. 5. Il bilancio radiativo della Terra e l'arrivo della radiazione solare per l'anno
La differenza tra la radiazione solare assorbita e la radiazione effettiva è il bilancio radiativo, o radiazione residua della superficie terrestre (B). Il bilancio radiativo, medio sull'intera superficie della Terra, può essere scritto come la formula B = Q * (1 - A) - E eff oppure B = Q - R k - E eff. La Figura 24 mostra la percentuale approssimativa dei diversi tipi di radiazione coinvolti nel bilancio della radiazione e del calore. È ovvio che la superficie della Terra assorbe il 47% di tutta la radiazione arrivata sul pianeta e la radiazione effettiva è del 18%. Pertanto, il bilancio delle radiazioni, medio sulla superficie dell'intera Terra, è positivo e ammonta al 29%.
Riso. 24. Schema di radiazione e bilanci termici della superficie terrestre (secondo K. Ya. Kondratiev)
La distribuzione del bilancio radiativo sulla superficie terrestre è molto complessa. La conoscenza degli schemi di questa distribuzione è estremamente importante, poiché sotto l'influenza della radiazione residua si formano il regime di temperatura della superficie sottostante, della troposfera e del clima terrestre nel suo insieme. L'analisi delle mappe del bilancio radiativo della superficie terrestre per l'anno (Fig. 25) porta alle seguenti conclusioni.
La somma annua del bilancio radiativo della superficie terrestre è quasi ovunque positiva, ad eccezione degli altipiani ghiacciati dell'Antartide e della Groenlandia. I suoi valori annuali diminuiscono zonalmente e regolarmente dall'equatore ai poli secondo il fattore principale: la radiazione totale. Inoltre la differenza nei valori del bilancio radiativo tra l’equatore e i poli è più significativa della differenza nei valori della radiazione totale. Pertanto, la zonalità del bilancio radiativo è molto pronunciata.
La successiva regolarità del bilancio radiativo è il suo aumento durante la transizione dalla terra all'oceano con discontinuità e mescolamento delle isoline lungo la costa. Questa caratteristica è più pronunciata alle latitudini equatoriali-tropicali e si attenua gradualmente verso quelle polari.Il maggior bilancio radiativo sugli oceani si spiega con la minore albedo dell'acqua, soprattutto alle latitudini equatoriale-tropicali, e con la ridotta radiazione effettiva a causa della minore temperatura superficiale dell'Oceano e del significativo contenuto di umidità dell'aria e della nuvolosità.A causa dell'aumento dei valori del bilancio radiativo e della vasta area dell'Oceano sul pianeta (71%), è colui che svolge il ruolo di primo piano nel regime termico della Terra. E la differenza nel bilancio radiativo degli oceani e dei continenti determina la loro costante e profonda influenza reciproca a tutte le latitudini.
Riso. 25. Bilancio radiativo della superficie terrestre per l'anno [MJ / (m 2 X anno)] (secondo S. P. Khromov e M. A. Petrosyants)
I cambiamenti stagionali nel bilancio della radiazione alle latitudini equatoriali-tropicali sono piccoli (Fig. 26, 27). Ciò si traduce in piccole fluttuazioni di temperatura durante tutto l'anno. Pertanto, le stagioni dell'anno sono determinate lì non dall'andamento delle temperature, ma dal regime annuale delle precipitazioni. Alle latitudini extratropicali si verificano cambiamenti qualitativi nel bilancio radiativo da valori positivi a negativi durante l’anno. In estate, su vaste distese di latitudini temperate e in parte elevate, i valori del bilancio radiativo sono significativi (ad esempio, in giugno sulle terre vicine al circolo polare artico sono gli stessi che nei deserti tropicali) e le sue fluttuazioni le latitudini sono relativamente piccole. Ciò si riflette nel regime di temperatura e, di conseguenza, nell'indebolimento della circolazione interlatitudinale durante questo periodo. In inverno, su grandi distese, il bilancio radiativo è negativo: la linea del bilancio radiativo zero del mese più freddo passa sopra la terra approssimativamente lungo 40 ° di latitudine, sopra gli oceani - lungo 45 °. Diverse condizioni termobariche in inverno portano all'attivazione di processi atmosferici nelle zone di latitudine temperata e subtropicale. Il bilancio radiante negativo in inverno alle latitudini temperate e polari è in parte compensato dall'afflusso di calore con masse d'aria e acqua provenienti dalle latitudini equatoriali-tropicali. A differenza delle basse latitudini, nelle latitudini temperate e alte, le stagioni dell'anno sono determinate principalmente dalle condizioni termiche che dipendono dal bilancio radiativo.
Riso. 26. Bilancio radiativo della superficie terrestre per giugno [in 10 2 MJ / (m 2 x M es.) |
In montagna a tutte le latitudini, la distribuzione del bilancio radiativo è complicata dall'influenza dell'altitudine, della durata del manto nevoso, dell'esposizione all'insolazione dei pendii, della nuvolosità, ecc. In generale, nonostante l'aumento dei valori della radiazione totale in montagna , lì il bilancio delle radiazioni è più basso a causa dell'albedo di neve e ghiaccio, dell'aumento della quota di radiazione effettiva e di altri fattori.
L'atmosfera terrestre ha il proprio bilancio radiativo. L'arrivo della radiazione nell'atmosfera è dovuto all'assorbimento sia della radiazione solare a onde corte che della radiazione terrestre a onde lunghe. La radiazione viene consumata dall'atmosfera con controradiazione, completamente compensata dalla radiazione terrestre, e con la radiazione in uscita. Secondo gli esperti il bilancio radiativo dell'atmosfera è negativo (-29%).
In generale, il bilancio radiativo della superficie terrestre e dell'atmosfera è 0, cioè la Terra è in uno stato di equilibrio radiativo. Tuttavia, l'eccesso di radiazioni sulla superficie terrestre e la sua mancanza nell'atmosfera ci costringono a porci la domanda: perché, con un eccesso di radiazioni, la superficie terrestre non si incenerisce e l'atmosfera, con la sua carenza, non si congela una temperatura pari allo zero assoluto? Il fatto è che tra la superficie della Terra e l'atmosfera (così come tra la superficie e gli strati profondi della Terra e dell'acqua) esistono metodi non radiativi di trasferimento del calore. Il primo è la conduttività termica molecolare e il trasferimento di calore turbolento (H), durante il quale l'atmosfera viene riscaldata e il calore viene ridistribuito in essa verticalmente e orizzontalmente. Anche gli strati profondi della terra e dell'acqua vengono riscaldati. Il secondo è lo scambio di calore attivo, che avviene durante la transizione dell'acqua da uno stato di fase all'altro: durante l'evaporazione, il calore viene assorbito e durante la condensazione e la sublimazione del vapore acqueo viene rilasciato il calore latente di vaporizzazione (LE).
Si tratta di metodi non radiativi di trasferimento del calore che bilanciano i bilanci radiativi della superficie terrestre e dell'atmosfera, portando entrambi a zero e prevenendo il surriscaldamento della superficie e il sottoraffreddamento dell'atmosfera terrestre. La superficie terrestre perde il 24% della radiazione a causa dell'evaporazione dell'acqua (e l'atmosfera, rispettivamente, riceve la stessa quantità a causa della successiva condensazione e sublimazione del vapore acqueo sotto forma di nuvole e nebbie) e il 5% della radiazione quando l'atmosfera viene riscaldato dalla superficie terrestre. In totale si tratta del 29% delle radiazioni che sono in eccesso sulla superficie terrestre e che mancano nell'atmosfera.
Riso. 27. Bilancio radiativo della superficie terrestre per dicembre [in 10 2 MJ / (m 2 x M es.)]
Riso. 28. Componenti del bilancio termico della superficie terrestre durante il giorno (secondo S. P. Khromov)
La somma algebrica di tutte le entrate e le spese di calore sulla superficie terrestre e nell'atmosfera è chiamata bilancio termico; il bilancio radiante è quindi la componente più importante del bilancio termico. L'equazione per il bilancio termico della superficie terrestre ha la forma:
B – LE – P±G = 0,
dove B è il bilancio radiativo della superficie terrestre, LE è il consumo di calore per l'evaporazione (L è il calore specifico di evaporazione, £ è la massa dell'acqua evaporata), P è lo scambio termico turbolento tra la superficie sottostante e l'atmosfera, G è lo scambio termico con la superficie sottostante (Fig. 28). La perdita di calore superficiale per il riscaldamento dello strato attivo durante il giorno e l'estate è quasi completamente compensata dal suo riflusso dalle profondità alla superficie durante la notte e in inverno, quindi la temperatura media annuale a lungo termine degli strati superiori del suolo e l'acqua dell'Oceano Mondiale è considerata costante e G per quasi tutte le superfici può essere considerato uguale a zero. Pertanto, in una conclusione a lungo termine, il bilancio termico annuale della superficie terrestre e dell’oceano mondiale viene speso nell’evaporazione e nello scambio di calore tra la superficie sottostante e l’atmosfera.
La distribuzione del bilancio termico sulla superficie terrestre è più complessa di quella della radiazione a causa di numerosi fattori che la influenzano: nuvolosità, precipitazioni, riscaldamento superficiale, ecc. A diverse latitudini, i valori del bilancio termico differiscono da 0 in una direzione o nell'altra : alle alte latitudini è negativo e alle basse latitudini positivo. La mancanza di calore nelle regioni polari settentrionali e meridionali è compensata dal suo trasferimento dalle latitudini tropicali principalmente con l'aiuto delle correnti oceaniche e delle masse d'aria, stabilendo così l'equilibrio termico tra le diverse latitudini della superficie terrestre.
Il bilancio termico dell’atmosfera si scrive come segue: –B + LE + P = 0.
Ovviamente, i regimi termici reciprocamente complementari della superficie terrestre e dell'atmosfera si bilanciano tra loro: tutta la radiazione solare che entra sulla Terra (100%) è bilanciata dalla perdita di radiazione terrestre dovuta alla riflessione (30%) e alla radiazione (70%), quindi , in generale, termico L'equilibrio della Terra, come quello della radiazione, è uguale a 0. La Terra è in equilibrio radiante e termico e qualsiasi violazione di esso può portare al surriscaldamento o al raffreddamento del nostro pianeta.
La natura del bilancio termico e il suo livello energetico determinano le caratteristiche e l'intensità della maggior parte dei processi che si verificano nell'involucro geografico, e soprattutto il regime termico della troposfera.
Bilancio delle radiazioniè la differenza tra l'afflusso e il deflusso dell'energia radiante assorbita ed emessa dalla superficie terrestre.
Bilancio di radiazione: la somma algebrica dei flussi di radiazione in un determinato volume o su una determinata superficie. Parlando del bilancio radiativo dell'atmosfera o del sistema "Terra - atmosfera", molto spesso si riferiscono al bilancio radiativo della superficie terrestre, che determina il trasferimento di calore al limite inferiore dell'atmosfera. Rappresenta la differenza tra la radiazione solare totale assorbita e la radiazione effettiva della superficie terrestre.
Il bilancio radiativo è la differenza tra l'energia radiante in entrata e in uscita assorbita ed emessa dalla superficie terrestre.
Il bilancio radiativo è il fattore climatico più importante, poiché dal suo valore dipende in gran parte la distribuzione della temperatura nel suolo e negli strati d'aria adiacenti. Determina le proprietà fisiche delle masse d'aria che si muovono sulla Terra, nonché l'intensità dell'evaporazione e dello scioglimento della neve.
La distribuzione dei valori annuali del bilancio radiativo sulla superficie del globo non è la stessa: alle latitudini tropicali questi valori arrivano fino a 100 ... 120 kcal/(cm2-anno), e il massimo ( fino a 140 kcal/(cm2-anno)) si osservano al largo della costa nordoccidentale dell'Australia). Nelle regioni desertiche e aride i valori del bilancio radiativo sono inferiori rispetto a zone di sufficiente ed eccessiva umidità alle stesse latitudini. Ciò è causato da un aumento dell'albedo e da un aumento della radiazione effettiva dovuta all'elevata secchezza dell'aria e alla bassa nuvolosità. Alle latitudini temperate i valori del bilancio radiativo diminuiscono rapidamente con l’aumentare della latitudine a causa della diminuzione della radiazione totale.
In media, nel corso dell'anno, le somme del bilancio radiativo per l'intera superficie del globo risultano positive, ad eccezione delle aree con copertura ghiacciata permanente (Antartide, parte centrale della Groenlandia, ecc.).
L'energia, misurata dal valore del bilancio radiativo, viene in parte spesa per l'evaporazione, in parte trasferita all'aria e, infine, una certa quantità di energia entra nel suolo e va a riscaldarlo. Pertanto, il calore totale assorbito dalla superficie terrestre, chiamato bilancio termico, può essere rappresentato come la seguente equazione:
Qui B è il bilancio della radiazione, M è il flusso di calore tra la superficie terrestre e l'atmosfera, V è il consumo di calore per l'evaporazione (o rilascio di calore durante la condensazione), T è lo scambio di calore tra la superficie del suolo e gli strati profondi.
Figura 16 - L'impatto della radiazione solare sulla superficie terrestre
In media, durante l'anno, il suolo emette praticamente tanto calore nell'aria quanto ne riceve, quindi, nelle conclusioni annuali, il ricambio di calore nel suolo è pari a zero. Il consumo di calore per l'evaporazione è distribuito sulla superficie del globo in modo molto irregolare. Negli oceani dipendono dalla quantità di energia solare che raggiunge la superficie dell'oceano, nonché dalla natura delle correnti oceaniche. Le correnti calde aumentano il consumo di calore per l'evaporazione, mentre quelle fredde lo riducono. Nei continenti, il costo del calore per l'evaporazione è determinato non solo dalla quantità di radiazione solare, ma anche dalle riserve di umidità contenute nel suolo. Con una mancanza di umidità, che provoca una riduzione dell'evaporazione, i costi di riscaldamento per l'evaporazione si riducono. Pertanto, nei deserti e nei semi-deserti, sono significativamente ridotti.
Praticamente l'unica fonte di energia per tutti i processi fisici che si sviluppano nell'atmosfera è la radiazione solare. La caratteristica principale del regime di radiazione dell'atmosfera è la cosiddetta. effetto serra: l'atmosfera assorbe debolmente la radiazione solare a onde corte (la maggior parte raggiunge la superficie terrestre), ma ritarda la radiazione termica a onde lunghe (interamente infrarossa) della superficie terrestre, che riduce significativamente il trasferimento di calore della Terra nello spazio e aumenta la sua temperatura.
La radiazione solare che entra nell'atmosfera viene parzialmente assorbita dall'atmosfera, principalmente dal vapore acqueo, dall'anidride carbonica, dall'ozono e dagli aerosol, ed è diffusa dalle particelle di aerosol e dalle fluttuazioni della densità dell'atmosfera. A causa della diffusione dell'energia radiante del Sole nell'atmosfera, non si osserva solo la radiazione solare diretta, ma anche quella diffusa, che insieme costituiscono la radiazione totale. Raggiungendo la superficie terrestre, la radiazione totale viene parzialmente riflessa da essa. La quantità di radiazione riflessa è determinata dalla riflettività della superficie sottostante, la cosiddetta. albedo. A causa della radiazione assorbita, la superficie terrestre si riscalda e diventa una fonte di radiazione a onde lunghe diretta verso l'atmosfera. A sua volta, l'atmosfera emette anche radiazioni a onde lunghe dirette verso la superficie terrestre (la cosiddetta controradiazione atmosferica) e verso lo spazio (la cosiddetta radiazione uscente). Lo scambio termico razionale tra la superficie terrestre e l'atmosfera è determinato dalla radiazione effettiva, ovvero dalla differenza tra la radiazione superficiale della Terra e la controradiazione atmosferica da essa assorbita. La differenza tra la radiazione ad onde corte assorbita dalla superficie terrestre e la radiazione effettiva è chiamata bilancio della radiazione.
Le trasformazioni dell'energia della radiazione solare dopo il suo assorbimento sulla superficie terrestre e nell'atmosfera costituiscono il bilancio termico della Terra. La principale fonte di calore per l'atmosfera è la superficie terrestre, che assorbe la maggior parte della radiazione solare. Poiché l'assorbimento della radiazione solare nell'atmosfera è inferiore alla perdita di calore dall'atmosfera nello spazio terrestre dovuta alla radiazione a onde lunghe, il consumo di calore radiativo è compensato dall'afflusso di calore nell'atmosfera dalla superficie terrestre sotto forma di del trasferimento turbolento di calore e dell’arrivo del calore come risultato della condensazione del vapore acqueo nell’atmosfera. Poiché la quantità totale di condensa nell'intera atmosfera è uguale alla quantità di precipitazioni, nonché alla quantità di evaporazione dalla superficie terrestre, l'afflusso di calore di condensazione nell'atmosfera è numericamente uguale al calore speso per l'evaporazione sulla superficie terrestre. superficie.
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