Considérons, outre l'atmosphère, le régime thermique de la couche active de la Terre. La couche active est une couche de sol ou d'eau dont la température connaît des fluctuations quotidiennes et annuelles. Les observations montrent que sur terre, les fluctuations quotidiennes s'étendent jusqu'à une profondeur de 1 à 2 m et les fluctuations annuelles s'étendent sur une couche de plusieurs dizaines de mètres. Dans les mers et les océans, l'épaisseur de la couche active est des dizaines de fois supérieure à celle sur terre. La connexion entre les régimes thermiques de l'atmosphère et la couche active de la Terre est réalisée à l'aide de l'équation dite du bilan thermique la surface de la terre. Cette équation a été utilisée pour la première fois en 1941 pour construire la théorie de la variation quotidienne de la température de l'air par A.A. Dorodnitsyne. Au cours des années suivantes, l'équation du bilan thermique a été largement utilisée par de nombreux chercheurs pour étudier diverses propriétés de la couche superficielle de l'atmosphère, jusqu'à l'évaluation des changements qui se produiront sous l'influence d'influences actives, par exemple sur la couverture de glace arctique. . Arrêtons-nous sur la dérivation de l'équation du bilan thermique pour la surface de la Terre. Le rayonnement solaire atteignant la surface de la Terre est absorbé sur terre par une fine couche dont l'épaisseur est indiquée par (Fig. 1). En plus du flux de rayonnement solaire, la surface de la Terre reçoit de la chaleur sous la forme d'un flux de rayonnement infrarouge en provenance de l'atmosphère et perd de la chaleur par son propre rayonnement.
Riz. 1.
Dans le sol, chacun de ces flux subit une modification. Si dans une couche élémentaire d'épaisseur (la profondeur mesurée de la surface à la profondeur du sol) l'écoulement Ф s'est transformé en dФ, alors on peut écrire
où a est le coefficient d'absorption, est la densité du sol. En intégrant la dernière relation sur l’intervalle de à, on obtient
où est la profondeur à laquelle le débit diminue de e fois par rapport au débit Ф(0) à. Parallèlement au rayonnement, le transfert de chaleur se produit par échange turbulent de la surface du sol avec l'atmosphère et par échange moléculaire avec les couches sous-jacentes du sol. Sous l'influence d'échanges turbulents, le sol perd ou gagne une quantité de chaleur égale à
De plus, l’eau s’évapore de la surface du sol (ou la vapeur d’eau se condense), ce qui consomme une quantité de chaleur
Le flux moléculaire à travers la limite inférieure de la couche s’écrit sous la forme
où est le coefficient de conductivité thermique du sol, est sa capacité thermique spécifique et est le coefficient de diffusivité thermique moléculaire.
Sous l'influence de l'afflux de chaleur, la température du sol change, et à des températures proches de 0, la glace fond (ou l'eau gèle). A partir de la loi de conservation de l’énergie dans une colonne verticale d’épaisseur de sol, on peut écrire :
Dans l'équation (19), le premier terme du côté gauche représente la quantité de chaleur dépensée pour modifier le contenu thermique cm 3 du sol par unité de temps, la deuxième quantité de chaleur dépensée pour faire fondre la glace (). Sur le côté droit, tous les flux de chaleur qui entrent par les limites supérieure et inférieure dans la couche de sol sont pris avec un signe « + », et ceux qui sortent de la couche sont pris avec un signe « - ». L'équation (19) est l'équation du bilan thermique pour une couche de sol épaisse. Dans un tel vue générale cette équation n’est rien de plus que l’équation du flux thermique écrite pour une couche d’épaisseur finie. Il n'est pas possible d'en extraire des informations supplémentaires (par rapport à l'équation d'apport de chaleur) sur le régime thermique de l'air et du sol. Cependant, il est possible d'indiquer plusieurs cas particuliers de l'équation du bilan thermique, lorsqu'elle peut être utilisée indépendamment de équations différentielles condition limite. Dans ce cas, l'équation du bilan thermique permet de déterminer la température inconnue de la surface terrestre. Un tel cas particulier sera le suivant. Sur les terres non couvertes de neige ou de glace, la valeur, comme déjà indiqué, est assez faible. Dans le même temps, le rapport à chacune des quantités, qui sont de l'ordre de la longueur du trajet moléculaire, est assez grand. En conséquence, l’équation pour les terres en l’absence de processus de fonte des glaces peut être écrite avec un degré de précision suffisant comme suit :
La somme des trois premiers termes de l'équation (20) n'est rien de plus que le bilan radiatif R de la surface terrestre. Ainsi, l’équation du bilan thermique pour la surface terrestre prend la forme :
L'équation du bilan thermique sous la forme (21) est utilisée comme condition aux limites lors de l'étude du régime thermique de l'atmosphère et du sol.
BILAN THERMIQUE DE LA TERRE
Bilan terrestre, rapport entre l'entrée et la sortie d'énergie (radiative et thermique) à la surface de la Terre, dans l'atmosphère et dans le système Terre-atmosphère. La principale source d'énergie pour la grande majorité des processus physiques, chimiques et biologiques dans l'atmosphère, l'hydrosphère et les couches supérieures de la lithosphère est le rayonnement solaire, d'où la répartition et le rapport des composants de l'énergie thermique. caractériser ses transformations dans ces coquilles.
T.b. Ils représentent des formulations particulières de la loi de conservation de l’énergie et sont compilés pour une partie de la surface terrestre (T.b. de la surface terrestre) ; pour une colonne verticale traversant l'atmosphère (atmosphère T.b.) ; pour une même colonne traversant l'atmosphère et les couches supérieures de la lithosphère ou de l'hydrosphère (T. B. Système Terre-atmosphère).
Équation T.b. surface terrestre : R + P + F0 + LE 0 est la somme algébrique des flux d'énergie entre un élément de la surface terrestre et l'espace environnant. Ces flux comprennent le bilan radiatif (ou rayonnement résiduel) R - la différence entre le rayonnement solaire à ondes courtes absorbé et le rayonnement efficace à ondes longues provenant de la surface de la Terre. Valeur positive ou négative bilan radiatif compensé par plusieurs flux de chaleur. Étant donné que la température de la surface terrestre n'est généralement pas égale à la température de l'air, un flux de chaleur P se produit entre la surface sous-jacente et l'atmosphère. Un flux de chaleur similaire F 0 est observé entre la surface terrestre et les couches plus profondes de la lithosphère ou de l'hydrosphère. . Dans ce cas, le flux de chaleur dans le sol est déterminé par la conductivité thermique moléculaire, tandis que dans les réservoirs, l'échange de chaleur est généralement de nature plus ou moins turbulente. Le flux de chaleur F 0 entre la surface d'un réservoir et ses couches plus profondes est numériquement égal à la variation du contenu thermique du réservoir sur un intervalle de temps donné et au transfert de chaleur par les courants dans le réservoir. Valeur essentielle chez T. b. la surface de la terre a généralement une consommation de chaleur pour l'évaporation LE, qui est définie comme le produit de la masse d'eau évaporée E et de la chaleur d'évaporation L. La valeur de LE dépend de l'humidification de la surface terrestre, de sa température, de l'humidité de l'air et l'intensité de l'échange thermique turbulent dans la couche d'air de surface, qui détermine le taux de transfert de vapeur d'eau de la surface terrestre vers l'atmosphère.
Équation T.b. l'atmosphère a la forme : Ra + Lr + P + Fa D W.
T.b. l'atmosphère est composée de son bilan radiatif R a ; chaleur entrante ou sortante Lr lors des transformations de phase de l'eau dans l'atmosphère (g - précipitations totales) ; entrée ou sortie de chaleur P due à un échange thermique turbulent de l'atmosphère avec la surface de la Terre ; l'arrivée ou la perte de chaleur F a provoquée par l'échange thermique à travers les parois verticales de la colonne, qui est associée à des mouvements atmosphériques ordonnés et à des macroturbulences. De plus, dans l'équation T. b. L'atmosphère comprend le terme DW, égal à l'ampleur du changement du contenu thermique à l'intérieur de la colonne.
Équation T.b. Le système Terre-atmosphère correspond somme algébrique termes des équations T. b. la surface et l'atmosphère de la Terre. Les composants de T. b. la surface de la Terre et l'atmosphère des différentes régions du globe sont déterminées par des observations météorologiques (dans des stations actinométriques, dans des stations météorologiques spéciales, sur des satellites météorologiques de la Terre) ou par des calculs climatologiques.
Valeurs moyennes de latitude des composants de T. b. la surface terrestre pour les océans, les terres et la Terre et T. b. atmosphère sont données dans les tableaux 1, 2, où les valeurs des termes de T. b. sont considérés comme positifs s’ils correspondent à l’arrivée de chaleur. Puisque ces tableaux se réfèrent à des conditions annuelles moyennes, ils n'incluent pas de termes caractérisant les changements dans le contenu calorifique atmosphérique et couches supérieures lithosphère, puisque pour ces conditions elles sont proches de zéro.
Pour la Terre en tant que planète, ainsi que l'atmosphère, le schéma T. b. montré sur la fig. Par unité de surface frontière extérieure L'atmosphère reçoit un flux de rayonnement solaire égal en moyenne à environ 250 kcal/cm2 par an, dont environ espace mondial, et 167 kcal/cm 2 par an sont absorbés par la Terre (flèche Q s sur la figure). Le rayonnement à ondes courtes atteint la surface de la Terre à hauteur de 126 kcal/cm 2 par an ; 18 kcal/cm2 par an de cette quantité sont réfléchis et 108 kcal/cm2 par an sont absorbés par la surface terrestre (flèche Q). L'atmosphère absorbe 59 kcal/cm2 par an de rayonnement à ondes courtes, soit nettement moins que la surface terrestre. Le rayonnement effectif à ondes longues de la surface terrestre est de 36 kcal/cm 2 par an (flèche I), donc le bilan radiatif de la surface terrestre est de 72 kcal/cm 2 par an. Le rayonnement à ondes longues de la Terre vers l'espace est égal à 167 kcal/cm 2 par an (flèche Is). Ainsi, la surface de la Terre reçoit environ 72 kcal/cm2 par an d'énergie radiante, qui est en partie dépensée pour l'évaporation de l'eau (cercle LE) et en partie restituée à l'atmosphère par transfert de chaleur turbulent (flèche P).
Tableau 1 . - Bilan thermique de la surface terrestre, kcal/cm 2 an
Latitude, degrés
Terre en moyenne
70-60 latitude nord
0-10 latitude sud
La Terre dans son ensemble
Les données sur les composants de T. b. sont utilisés dans le développement de nombreux problèmes en climatologie, en hydrologie terrestre et en océanologie ; ils sont utilisés pour étayer les modèles numériques de la théorie du climat et pour tester empiriquement les résultats de l’utilisation de ces modèles. Documents sur T. b. jouent un rôle important dans l’étude du changement climatique ; ils sont également utilisés dans le calcul de l’évaporation de la surface bassins fluviaux, lacs, mers et océans, dans l'étude du régime énergétique des courants marins, pour l'étude des couvertures de neige et de glace, en physiologie végétale pour l'étude de la transpiration et de la photosynthèse, en physiologie animale pour l'étude du régime thermique des organismes vivants . Les données sur T. b. ont également été utilisés pour étudier le zonage géographique dans les travaux du géographe soviétique A. A. Grigoriev.
Tableau 2. - Bilan thermique de l'atmosphère, kcal/cm 2 an
Latitude, degrés
70-60 latitude nord
0-10 latitude sud
La Terre dans son ensemble
Lit. : Atlas du bilan thermique du globe, éd. M.I. Budyko, M., 1963 ; Budyko M.I., Climat et vie, L., 1971 ; Grigoriev A. A., Modèles de structure et de développement de l'environnement géographique, M., 1966.
M. I. Budyko.
Grande Encyclopédie soviétique, TSB. 2012
Voir aussi les interprétations, les synonymes, les significations du mot et ce qu'est le BILAN CHALEUR DE LA TERRE en russe dans les dictionnaires, encyclopédies et ouvrages de référence :
- TERRE
AGRICOLE - terres mises à disposition pour les besoins de Agriculture ou destiné à ceux-ci... - TERRE dans le Dictionnaire des termes économiques :
USAGE RÉCRÉATIF - terrains attribués selon la procédure établie, destinés et utilisés pour les loisirs et le tourisme de masse organisés de la population. Pour eux … - TERRE dans le Dictionnaire des termes économiques :
UTILISATION ENVIRONNEMENTALE - terres des réserves naturelles (sauf pour la chasse) ; zones interdites et zones de protection du frai; les terres occupées par des forêts remplissant des fonctions de protection ; autre … - TERRE dans le Dictionnaire des termes économiques :
FONDS DE RÉSERVE NATURELLE - terres de réserves naturelles, monuments naturels, jardins naturels (nationaux) et dendrologiques, botaniques. La composition de Z.p.-z.f. comprend des terrains avec... - TERRE dans le Dictionnaire des termes économiques :
DOMMAGES - voir DOMMAGES À LA TERRE... - TERRE dans le Dictionnaire des termes économiques :
OBJECTIFS SANITAIRES - terrains présentant des facteurs de guérison naturels (sources minérales, dépôts de boue médicinale, conditions climatiques et autres), favorables... - TERRE dans le Dictionnaire des termes économiques :
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POUR LES BESOINS DE LA DÉFENSE - terrains mis à disposition pour l'hébergement et les activités permanentes unités militaires, les établissements, établissements d'enseignement militaire, entreprises et organisations des Forces armées... - TERRE dans le Dictionnaire des termes économiques :
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(Balance française, littéralement - balances, du latin bilanx - ayant deux bols de pesée), 1) balance, équilibrage. 2) Un système d'indicateurs qui... - TERRE
Les anciennes régions russes se sont formées à proximité des vieilles villes. Z., souvent à une distance très importante de la ville, était la propriété de ses habitants et toujours... - ÉQUILIBRE V Dictionnaire encyclopédique Brockhaus et Euphron :
Solde comptable. Dans la comptabilité de B., un solde est établi entre débit et crédit, et une distinction est faite entre le compte entrant de B., si des livres commerciaux sont ouverts chez eux, et... - ÉQUILIBRE dans le Dictionnaire encyclopédique :
Je a, pluriel non, m 1. Le rapport d'indicateurs mutuellement liés d'une activité ou d'un processus. B. production et consommation. une balance commerciale...
Bilan radiatif représente la différence entre l'entrée et la sortie d'énergie rayonnante absorbée et émise par la surface de la Terre.
Le bilan radiatif est une somme algébrique des flux de rayonnement dans un certain volume ou sur une certaine surface. Lorsqu’on parle du bilan radiatif de l’atmosphère ou du système Terre-atmosphère, on entend le plus souvent le bilan radiatif de la surface terrestre, qui détermine les échanges thermiques à la limite inférieure de l’atmosphère. Il représente la différence entre le rayonnement solaire total absorbé et le rayonnement effectif de la surface terrestre.
Le bilan radiatif est la différence entre l’entrée et la sortie d’énergie rayonnante absorbée et émise par la surface de la Terre.
Le bilan radiatif est le facteur climatique le plus important, car la répartition de la température dans le sol et les couches d'air adjacentes dépend fortement de sa valeur. Compter sur lui propriétés physiques masses d'air se déplaçant sur la Terre, ainsi que l'intensité de l'évaporation et de la fonte des neiges.
La répartition des valeurs annuelles du bilan radiatif à la surface du globe n'est pas la même : sous les latitudes tropicales ces valeurs atteignent 100... 120 kcal/(cm2 an), et le maximum (jusqu'à 140 kcal /(cm2 an)) sont observés au large de la côte nord-ouest de l'Australie). Dans les zones désertiques et arides, les valeurs du bilan radiatif sont inférieures à celles des zones d'humidité suffisante et excessive aux mêmes latitudes. Ceci est dû à une augmentation de l'albédo et à une augmentation du rayonnement effectif en raison de la grande sécheresse de l'air et de la faible nébulosité. Aux latitudes tempérées, les valeurs du bilan radiatif diminuent rapidement à mesure que la latitude augmente en raison d'une diminution du rayonnement total.
En moyenne, par an, les sommes du bilan radiatif pour l'ensemble de la surface du globe s'avèrent positives, à l'exception des zones à couverture de glace permanente (Antarctique, centre du Groenland, etc.).
L'énergie, mesurée par le bilan radiatif, est en partie dépensée pour l'évaporation, en partie transférée à l'air et, enfin, une certaine quantité d'énergie pénètre dans le sol et va le chauffer. Ainsi, l’apport et la production de chaleur totaux pour la surface de la Terre, appelé bilan thermique, peuvent être représentés par l’équation suivante :
Ici B est le bilan radiatif, M est le flux de chaleur entre la surface de la Terre et l’atmosphère, V est la consommation de chaleur pour l’évaporation (ou dégagement de chaleur lors de la condensation), T est l’échange thermique entre la surface du sol et les couches profondes.
Figure 16 - Impact du rayonnement solaire sur la surface de la Terre
En moyenne, sur un an, le sol dégage pratiquement autant de chaleur dans l'air qu'il en reçoit, donc, en conclusions annuelles, le renouvellement thermique dans le sol est nul. La chaleur perdue par évaporation est répartie de manière très inégale à la surface du globe. Sur les océans, ils dépendent de la quantité énergie solaire arrivant à la surface de l'océan, ainsi que sur la nature courants océaniques. Les courants chauds augmentent la consommation de chaleur pour l'évaporation, tandis que les courants froids la réduisent. Sur les continents, la consommation de chaleur pour l'évaporation est déterminée non seulement par la quantité de rayonnement solaire, mais également par les réserves d'humidité contenues dans le sol. Lorsqu'il y a un manque d'humidité, ce qui entraîne une réduction de l'évaporation, la consommation de chaleur pour l'évaporation est réduite. Par conséquent, dans les déserts et semi-déserts, ils diminuent considérablement.
Le rayonnement solaire est presque la seule source d’énergie nécessaire à tous les processus physiques se développant dans l’atmosphère. caractéristique principale régime de rayonnement de l'atmosphère soi-disant. effet de serre : l'atmosphère absorbe faiblement le rayonnement solaire à ondes courtes (la majeure partie atteint la surface de la Terre), mais retient le rayonnement à ondes longues (entièrement infrarouge) Radiation thermique la surface de la Terre, ce qui réduit considérablement le transfert de chaleur de la Terre vers espace et augmente sa température.
Le rayonnement solaire entrant dans l’atmosphère est partiellement absorbé dans l’atmosphère, principalement par la vapeur d’eau. gaz carbonique, l'ozone et les aérosols et est dispersé par les particules d'aérosol et les fluctuations de la densité atmosphérique. En raison de la dispersion de l'énergie rayonnante du Soleil dans l'atmosphère, on observe non seulement le rayonnement solaire direct, mais aussi le rayonnement diffusé ; ensemble, ils constituent le rayonnement total. Atteignant la surface de la terre, rayonnement total partiellement reflété par celui-ci. La quantité de rayonnement réfléchi est déterminée par la réflectivité de la surface sous-jacente, appelée. albédo. En raison du rayonnement absorbé, la surface de la Terre se réchauffe et devient une source de son propre rayonnement à ondes longues dirigé vers l'atmosphère. À son tour, l'atmosphère émet également un rayonnement à ondes longues dirigé vers la surface de la Terre (appelé contre-rayonnement de l'atmosphère) et vers l'espace (appelé rayonnement sortant). L'échange thermique rationnel entre la surface terrestre et l'atmosphère est déterminé par le rayonnement effectif - la différence entre le propre rayonnement de la surface terrestre et le contre-rayonnement de l'atmosphère absorbé par celle-ci. La différence entre le rayonnement à ondes courtes absorbé par la surface terrestre et le rayonnement efficace est appelée bilan radiatif.
La transformation de l'énergie du rayonnement solaire après son absorption à la surface terrestre et dans l'atmosphère constitue le bilan thermique de la Terre. La principale source de chaleur de l’atmosphère est la surface de la Terre, qui absorbe la majeure partie du rayonnement solaire. Étant donné que l'absorption du rayonnement solaire dans l'atmosphère est inférieure à la perte de chaleur de l'atmosphère vers l'espace par le rayonnement à ondes longues, la consommation de chaleur radiative est reconstituée par l'afflux de chaleur dans l'atmosphère depuis la surface de la Terre sous forme de turbulences. échange de chaleur et arrivée de chaleur résultant de la condensation de la vapeur d'eau dans l'atmosphère. Étant donné que la quantité totale de condensation dans l'atmosphère entière est égale à la quantité de précipitations, ainsi qu'à la quantité d'évaporation de la surface de la Terre, l'arrivée de chaleur de condensation dans l'atmosphère est numériquement égale à la chaleur perdue par évaporation à la surface de la Terre. surface.
La différence entre le rayonnement solaire absorbé et le rayonnement efficace constitue le bilan radiatif, ou rayonnement résiduel de la surface terrestre (B). Le bilan radiatif, moyenné sur toute la surface de la Terre, peut s'écrire sous la formule B = Q * (1 – A) - E eff ou B = Q - R k – E eff. La figure 24 montre le pourcentage approximatif des différents types de rayonnement impliqués dans le bilan radiatif et thermique. Il est évident que la surface de la Terre absorbe 47 % de tous les rayonnements entrant sur la planète et que le rayonnement effectif est de 18 %. Ainsi, le bilan radiatif moyenné sur la surface de la Terre entière est positif et s'élève à 29 %.
Riz. 24. Schéma des bilans de rayonnement et de chaleur de la surface de la Terre (d'après K. Ya. Kondratiev)
La répartition du bilan radiatif à la surface de la Terre est très complexe. Comprendre les schémas de cette distribution est extrêmement important, car sous l’influence du rayonnement résiduel se forment le régime de température de la surface sous-jacente et de la troposphère ainsi que le climat de la Terre en général. L'analyse des cartes du bilan radiatif de la surface terrestre sur un an (Fig. 25) conduit aux conclusions suivantes.
La somme annuelle du bilan radiatif de la surface de la Terre est positive presque partout, à l'exception des plateaux de glace de l'Antarctique et du Groenland. Ses valeurs annuelles diminuent zonalement et naturellement de l'équateur aux pôles en fonction du facteur principal - le rayonnement total. De plus, la différence des valeurs du bilan radiatif entre l'équateur et les pôles est supérieure à la différence des valeurs du rayonnement total. Par conséquent, la zonalité du bilan radiatif est exprimée très clairement.
La prochaine régularité du bilan radiatif est son augmentation lors de la transition de la terre vers l'océan avec des discontinuités et un mélange d'isolignes le long de la côte. Cette caractéristique s'exprime mieux aux latitudes équatoriales-tropicales et s'adoucit progressivement vers les latitudes polaires. Le plus grand bilan radiatif au-dessus des océans s'explique par un albédo de l'eau plus faible, en particulier aux latitudes équatoriales-tropicales, et un rayonnement effectif réduit en raison de températures de surface des océans plus basses. et une teneur en humidité importante dans l'air et la nébulosité. En raison des valeurs accrues du bilan radiatif et de la vaste superficie de l'océan sur la planète (71%), il joue un rôle de premier plan dans le régime thermique de la Terre. Et la différence dans le bilan radiatif des océans et des continents détermine leur influence mutuelle constante et profonde les uns sur les autres à toutes les latitudes.
Riz. 25. Bilan radiatif de la surface terrestre pour l'année [MJ/(m 2 Xyear)] (d'après S.P. Khromov et M.A. Petrosyants)
Les changements saisonniers du bilan radiatif aux latitudes équatoriales-tropicales sont faibles (Fig. 26, 27). La conséquence en est de légères fluctuations de température tout au long de l’année. Par conséquent, les saisons de l’année ne sont pas déterminées par l’évolution des températures, mais par le régime annuel des précipitations. Aux latitudes extratropicales, des changements qualitatifs dans le bilan radiatif se produisent du positif au valeurs négatives pendant un an. En été, sur de vastes zones de latitudes tempérées et partiellement élevées, les valeurs du bilan radiatif sont importantes (par exemple, en juin sur les terres proches du cercle polaire arctique, elles sont les mêmes que dans les déserts tropicaux) et ses fluctuations selon les latitudes sont relativement petit. Cela se reflète dans le régime de température et, par conséquent, dans l'affaiblissement de la circulation interlatitudinale au cours de cette période. En hiver, sur de grandes étendues, le bilan radiatif est négatif : la ligne du bilan radiatif nul du mois le plus froid s'étend sur les terres à environ 40° de latitude et sur les océans à 45°. Différentes conditions thermobariques conduisent à l'activation des processus atmosphériques dans les zones de latitude tempérée et subtropicale en hiver. Le bilan radiatif négatif en hiver dans les latitudes tempérées et polaires est en partie compensé par l'afflux de chaleur avec des masses d'air et d'eau provenant des latitudes équatoriales-tropicales. Contrairement aux basses latitudes, aux latitudes tempérées et élevées, les saisons de l'année sont déterminées principalement par les conditions thermiques, en fonction du bilan radiatif.
Riz. 26. Bilan radiatif de la surface terrestre pour juin [en 10 2 MJ/(m 2 x M es.) |
Dans les montagnes de toutes les latitudes, la répartition du bilan radiatif est compliquée par l'influence de l'altitude, de la durée de la couverture neigeuse, de l'exposition à l'ensoleillement des pentes, de la nébulosité, etc. En général, malgré l'augmentation des valeurs de rayonnement total dans les montagnes , le bilan radiatif y est plus faible en raison de l'albédo de la neige et de la glace et d'une augmentation de la proportion de rayonnement effectif et d'autres facteurs.
L'atmosphère terrestre possède son propre bilan radiatif. L'entrée du rayonnement dans l'atmosphère se produit en raison de l'absorption à la fois du rayonnement solaire à ondes courtes et du rayonnement terrestre à ondes longues. Le rayonnement est consommé par l'atmosphère en raison du contre-rayonnement, qui est entièrement compensé par le rayonnement terrestre, et du rayonnement sortant. Selon les calculs des spécialistes, le bilan radiatif de l'atmosphère est négatif (-29 %).
En général, le bilan radiatif de la surface et de l’atmosphère terrestre est de 0, c’est-à-dire que la Terre est dans un état d’équilibre radiatif. Cependant, un excès de rayonnement à la surface de la Terre et un manque de rayonnement dans l'atmosphère nous obligent à nous poser la question : pourquoi, avec un excès de rayonnement, la surface de la Terre ne brûle pas, et pourquoi l'atmosphère, avec sa carence, ne pas geler jusqu'à une température de zéro absolu ? Le fait est qu'entre la surface de la Terre et l'atmosphère (ainsi qu'entre la surface et les couches profondes de la Terre et de l'eau), il existe des méthodes de transfert de chaleur non radiatives. Le premier est la conductivité thermique moléculaire et l'échange thermique turbulent (H), au cours desquels l'atmosphère est chauffée et la chaleur y est redistribuée verticalement et horizontalement. Les couches profondes de terre et d’eau sont également chauffées. Le second est l'échange de chaleur actif, qui se produit lorsque l'eau passe d'un état de phase à un autre : pendant l'évaporation, la chaleur est absorbée, et pendant la condensation et la sublimation de la vapeur d'eau, la chaleur latente de vaporisation (LE) est libérée.
Ce sont des méthodes de transfert de chaleur non radiatives qui équilibrent les bilans radiatifs de la surface terrestre et de l'atmosphère, les ramenant à zéro et empêchant la surchauffe de la surface et le refroidissement excessif de l'atmosphère terrestre. La surface de la Terre perd 24 % de rayonnement à la suite de l'évaporation de l'eau (et l'atmosphère, par conséquent, reçoit la même quantité en raison de la condensation et de la sublimation ultérieures de la vapeur d'eau sous forme de nuages et de brouillards) et 5 % de rayonnement lorsque l'atmosphère est chauffé à partir de la surface de la Terre. Au total, cela représente les mêmes 29 % de rayonnement qui est en excès à la surface de la Terre et qui manque dans l'atmosphère.
Riz. 27. Bilan radiatif de la surface terrestre pour décembre [en 10 2 MJ/(m 2 x M es.)]
Riz. 28. Composantes du bilan thermique de la surface de la Terre pendant la journée (d'après S.P. Khromov)
La somme algébrique de tous les flux de chaleur entrants et sortants à la surface de la Terre et dans l'atmosphère est appelée bilan thermique ; Le bilan radiatif est donc la composante la plus importante du bilan thermique. L'équation du bilan thermique pour la surface de la Terre a la forme :
B – LE – P ± G = 0,
où B est le bilan radiatif de la surface terrestre, LE est la perte de chaleur par évaporation (L – chaleur spécifiqueévaporation, £ – masse d'eau évaporée), P – échange thermique turbulent entre la surface sous-jacente et l'atmosphère, G – échange thermique avec la surface sous-jacente (Fig. 28). La perte de chaleur par la surface pour chauffer la couche active pendant la journée et l'été est presque entièrement compensée par son reflux des profondeurs vers la surface la nuit et en hiver, d'où la température annuelle moyenne à long terme des couches supérieures de le sol et l'eau de l'océan mondial sont considérés comme constants et G pour presque toutes les surfaces peut être considéré comme égal à zéro. Par conséquent, à long terme, le bilan thermique annuel de la surface terrestre et de l'océan mondial est consacré à l'évaporation et à l'échange de chaleur entre la surface sous-jacente et l'atmosphère.
La répartition du bilan thermique à la surface de la Terre est plus complexe que le bilan radiatif, en raison de nombreux facteurs qui l'influencent : nébulosité, précipitations, échauffement de la surface, etc. différentes latitudes Les valeurs du bilan thermique diffèrent de 0 dans un sens ou dans l'autre : aux hautes latitudes, elles sont négatives, et aux basses latitudes, elles sont positives. Le manque de chaleur dans les régions polaires nord et sud est compensé par son transfert depuis les latitudes tropicales principalement à l'aide des courants océaniques et des masses d'air, établissant ainsi un équilibre thermique entre les différentes latitudes de la surface terrestre.
Le bilan thermique de l’atmosphère s’écrit ainsi : –B + LE + P = 0.
Il est évident que les régimes thermiques complémentaires de la surface terrestre et de l'atmosphère s'équilibrent : tout le rayonnement solaire entrant sur Terre (100 %) est équilibré par la perte de rayonnement terrestre due à la réflexion (30 %) et au rayonnement (70 %). donc, en général, thermique Le bilan de la Terre, comme le bilan radiatif, est égal à 0. La Terre est en équilibre radiatif et thermique, et toute violation de celui-ci peut entraîner une surchauffe ou un refroidissement de notre planète.
La nature du bilan thermique et son niveau d'énergie déterminer les caractéristiques et l'intensité de la plupart des processus se produisant dans l'enveloppe géographique, et surtout le régime thermique de la troposphère.
Arrêtons-nous d'abord sur les conditions thermiques de la surface terrestre et des couches supérieures du sol et des réservoirs. Cela est nécessaire car les couches inférieures de l’atmosphère sont chauffées et refroidies principalement par échange de chaleur radiative et non radiative avec les couches supérieures du sol et de l’eau. Par conséquent, les changements de température dans les couches inférieures de l'atmosphère sont principalement déterminés par les changements de température de la surface de la Terre et suivent ces changements.
La surface de la Terre, c'est-à-dire la surface du sol ou de l'eau (ainsi que la couverture végétale, la neige et la glace), reçoit et perd continuellement de la chaleur de différentes manières. À travers la surface terrestre, la chaleur est transférée vers le haut dans l’atmosphère et vers le bas dans le sol ou l’eau.
Premièrement, le rayonnement total et le contre-rayonnement de l'atmosphère arrivent à la surface de la Terre. Ils sont plus ou moins absorbés par la surface, c'est-à-dire qu'ils vont réchauffer les couches supérieures du sol et de l'eau. En même temps, la surface de la Terre rayonne et perd en même temps de la chaleur.
Deuxièmement, la chaleur arrive à la surface de la Terre par le haut, depuis l'atmosphère, par conduction thermique. De la même manière, la chaleur s’échappe de la surface terrestre vers l’atmosphère. Par conduction thermique, la chaleur se déplace également de la surface de la terre vers le sol et l'eau, ou parvient à la surface de la terre depuis les profondeurs du sol et de l'eau.
Troisièmement, la surface de la Terre reçoit de la chaleur lorsque la vapeur d'eau de l'air s'y condense ou, au contraire, perd de la chaleur lorsque l'eau s'en évapore. Dans le premier cas, de la chaleur latente est libérée, dans le second, la chaleur passe à l'état latent.
À tout moment, la même quantité de chaleur quitte la surface de la Terre de haut en bas qu’elle reçoit du haut et du bas pendant cette période. S’il en était autrement, la loi de conservation de l’énergie ne serait pas remplie : il faudrait supposer que l’énergie apparaît ou disparaît à la surface de la Terre. Cependant, il est possible que, par exemple, plus de chaleur monte vers le haut que celle provenant d'en haut ; dans ce cas, l'excès de transfert de chaleur doit être couvert par l'arrivée de chaleur à la surface depuis les profondeurs du sol ou de l'eau.
Ainsi, la somme algébrique de tous les flux et flux de chaleur à la surface de la Terre doit être égale à zéro. Ceci est exprimé par l’équation du bilan thermique de la surface terrestre.
Pour écrire cette équation, nous combinons d’abord le rayonnement absorbé et le rayonnement efficace dans un bilan radiatif.
Notons l'arrivée de chaleur de l'air ou sa libération dans l'air par conductivité thermique par P. Le même gain ou flux par échange de chaleur avec des couches plus profondes de sol ou d'eau sera appelé A. La perte de chaleur lors de l'évaporation ou de sa l'arrivée lors de la condensation à la surface de la terre sera notée LE, où L est la chaleur spécifique d'évaporation et E - la masse d'eau évaporée ou condensée.
On peut également dire que la signification de l'équation est que le bilan radiatif à la surface de la Terre est équilibré par un transfert de chaleur non radiatif (Fig. 5.1).
L'équation (1) est valable pour n'importe quelle période de temps, y compris une période pluriannuelle.
Du fait que le bilan thermique de la surface de la Terre soit nul, il ne s'ensuit pas que la température de surface ne change pas. Lorsque le transfert de chaleur est dirigé vers le bas, la chaleur qui arrive à la surface par le haut et s'en éloigne en profondeur reste en grande partie dans la couche supérieure du sol ou de l'eau (dans la couche dite active). La température de cette couche, et donc la température de la surface terrestre, augmente. Au contraire, lorsque la chaleur est transférée à travers la surface terrestre de bas en haut vers l'atmosphère, la chaleur s'échappe principalement de la couche active, ce qui entraîne une baisse de la température de surface.
De jour en jour et d'année en année, la température moyenne de la couche active et de la surface de la Terre change peu en tout lieu. Cela signifie que pendant la journée, presque autant de chaleur pénètre profondément dans le sol ou l’eau qu’elle en sort la nuit. Mais néanmoins, pendant la journée d'été, la chaleur descend légèrement plus que celle qui vient d'en bas. Ainsi, les couches de sol et d’eau, et donc leur surface, se réchauffent de jour en jour. En hiver, le processus inverse se produit. Ces changements saisonniers du flux et du flux de chaleur dans le sol et l'eau sont presque équilibrés au cours de l'année, et la température annuelle moyenne de la surface terrestre et de la couche active change peu d'année en année.
Bilan thermique de la Terre- le rapport de l’énergie entrante et sortante (radiante et thermique) à la surface de la Terre, dans l’atmosphère et dans le système Terre-atmosphère. La principale source d'énergie pour la grande majorité des processus physiques, chimiques et biologiques dans l'atmosphère, l'hydrosphère et dans les couches supérieures de la lithosphère est le rayonnement solaire, donc la répartition et le rapport des composants du bilan thermique caractérisent ses transformations dans ces coquilles.
Le bilan thermique est une formulation particulière de la loi de conservation de l'énergie et est établi pour une partie de la surface terrestre (bilan thermique de la surface terrestre) ; pour une colonne verticale traversant l'atmosphère (bilan thermique de l'atmosphère) ; pour une même colonne traversant l'atmosphère et les couches supérieures de la lithosphère ou de l'hydrosphère (bilan thermique du système Terre-atmosphère).
Équation du bilan thermique de la surface terrestre :
R + P + F0 + LE = 0. (15)
représente la somme algébrique des flux d'énergie entre un élément de la surface terrestre et l'espace environnant. Dans cette formule :
R - bilan radiatif, la différence entre le rayonnement solaire à ondes courtes absorbé et le rayonnement efficace à ondes longues provenant de la surface de la Terre.
P est le flux de chaleur apparaissant entre la surface sous-jacente et l'atmosphère ;
F0 - un flux de chaleur est observé entre la surface de la Terre et les couches plus profondes de la lithosphère ou de l'hydrosphère ;
LE - consommation de chaleur pour l'évaporation, qui est définie comme le produit de la masse d'eau évaporée E et de la chaleur d'évaporation L bilan thermique
Ces flux comprennent le bilan radiatif (ou rayonnement résiduel) R - la différence entre le rayonnement solaire à ondes courtes absorbé et le rayonnement efficace à ondes longues provenant de la surface de la Terre. Une valeur positive ou négative du bilan radiatif est compensée par plusieurs flux de chaleur. Étant donné que la température de la surface terrestre n'est généralement pas égale à la température de l'air, un flux de chaleur P se produit entre la surface sous-jacente et l'atmosphère. Un flux de chaleur similaire F0 est observé entre la surface terrestre et les couches plus profondes de la lithosphère ou de l'hydrosphère. Dans ce cas, le flux de chaleur dans le sol est déterminé par la conductivité thermique moléculaire, tandis que dans les réservoirs, l'échange de chaleur est généralement de nature plus ou moins turbulente. Le flux de chaleur F0 entre la surface d'un réservoir et ses couches plus profondes est numériquement égal à la variation du contenu thermique du réservoir sur un intervalle de temps donné et au transfert de chaleur par les courants dans le réservoir. La consommation de chaleur pour l'évaporation LE, qui est définie comme le produit de la masse d'eau évaporée E et de la chaleur d'évaporation L, revêt généralement une importance significative dans le bilan thermique de la surface terrestre. La valeur de LE dépend de l'humidification de la surface terrestre. la surface de la Terre, sa température, son humidité de l'air et l'intensité des échanges thermiques turbulents dans la couche superficielle de l'air, qui déterminent le taux de transfert de vapeur d'eau de la surface de la Terre vers l'atmosphère.
L’équation du bilan thermique atmosphérique a la forme :
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
où ΔW est l'ampleur du changement du contenu thermique à l'intérieur de la paroi verticale de la colonne atmosphérique.
Le bilan thermique de l'atmosphère est composé de son bilan radiatif Ra ; chaleur entrante ou sortante Lr lors des transformations de phase de l'eau dans l'atmosphère (g - précipitations totales) ; entrée ou sortie de chaleur P due à un échange thermique turbulent de l'atmosphère avec la surface de la Terre ; l'arrivée ou la perte de chaleur Fa provoquée par l'échange thermique à travers les parois verticales de la colonne, qui est associée aux mouvements atmosphériques ordonnés et aux macroturbulences. De plus, l’équation du bilan thermique atmosphérique inclut le terme ΔW, égal à la variation du contenu calorifique à l’intérieur de la colonne.
L'équation du bilan thermique du système Terre - atmosphère correspond à la somme algébrique des termes des équations du bilan thermique de la surface terrestre et de l'atmosphère. Les composantes du bilan thermique de la surface terrestre et de l'atmosphère pour diverses régions du globe sont déterminées par des observations météorologiques (dans des stations actinométriques, dans des stations spéciales de bilan thermique, sur des satellites météorologiques de la Terre) ou par des calculs climatologiques.
Les valeurs moyennes de latitude des composants du bilan thermique de la surface de la Terre pour les océans, les terres et la Terre et le bilan thermique de l'atmosphère sont données dans les tableaux, où les valeurs des membres du bilan thermique sont considérées comme positives. s'ils correspondent à l'arrivée de chaleur. Ces tableaux se référant à des conditions annuelles moyennes, ils n'incluent pas de termes caractérisant les changements du contenu thermique de l'atmosphère et des couches supérieures de la lithosphère, puisque pour ces conditions ils sont proches de zéro.
Pour la Terre en tant que planète, ainsi que l'atmosphère, le diagramme du bilan thermique est présenté dans la Fig. Une unité de surface de la limite extérieure de l'atmosphère reçoit un flux de rayonnement solaire égal à une moyenne d'environ 250 kcal/cm2 par an, dont environ 1/3 est réfléchi dans l'espace, et 167 kcal/cm2 par an. l'année est absorbée par la Terre
Échange de chaleur un processus spontané et irréversible de transfert de chaleur dans l'espace, provoqué par un champ de température non uniforme. DANS cas général Le transfert de chaleur peut également être provoqué par l'inhomogénéité des champs d'autres grandeurs physiques, par exemple une différence de concentrations (effet thermique de diffusion). Il existe trois types de transfert de chaleur : la conductivité thermique, la convection et le transfert de chaleur radiante (en pratique, le transfert de chaleur s'effectue généralement par les 3 types à la fois). Les échanges thermiques déterminent ou accompagnent de nombreux processus dans la nature (par exemple, le cours de l’évolution des étoiles et des planètes, les processus météorologiques à la surface de la Terre, etc.). dans la technologie et dans la vie de tous les jours. Dans de nombreux cas, par exemple, lors de l'étude des processus de séchage, de refroidissement par évaporation, de diffusion, le transfert de chaleur est considéré conjointement avec le transfert de masse. L'échange de chaleur entre deux liquides de refroidissement à travers une paroi solide les séparant ou à travers l'interface entre eux est appelé transfert de chaleur.
Conductivité thermique un des types de transfert de chaleur (énergie) mouvement thermique microparticules) des parties du corps les plus chauffées vers les parties moins chauffées, conduisant à une égalisation de la température. Avec la conduction thermique, le transfert d'énergie dans un corps résulte du transfert direct d'énergie de particules (molécules, atomes, électrons) ayant une énergie plus élevée vers des particules ayant une énergie plus faible. Si le changement relatif de la température de conductivité thermique à une distance du libre parcours moyen des particules l est faible, alors la loi fondamentale de la conductivité thermique (loi de Fourier) est satisfaite : densité flux de chaleur q est proportionnel au gradient de température T, c'est-à-dire (17)
où λ est le coefficient de conductivité thermique, ou simplement la conductivité thermique, ne dépend pas du grade T [λ dépend de état d'agrégation substance (voir tableau), sa structure atomique et moléculaire, sa température et sa pression, sa composition (dans le cas d'un mélange ou d'une solution).
Le signe moins à droite de l’équation indique que la direction du flux de chaleur et le gradient de température sont mutuellement opposés.
Le rapport de la valeur Q à la surface de la section transversale F est appelé flux thermique spécifique ou charge thermique et est désigné par la lettre q.
(18)
Valeurs du coefficient de conductivité thermique λ pour certains gaz, liquides et solidesà pression atmosphérique 760 mmHg est sélectionné dans les tableaux.
Transfert de chaleur.Échange thermique entre deux fluides caloporteurs à travers une paroi solide les séparant ou à travers l'interface entre eux. Le transfert de chaleur comprend le transfert de chaleur d'un fluide plus chaud vers le mur, le transfert de chaleur dans le mur, le transfert de chaleur du mur vers un milieu en mouvement plus froid. L'intensité du transfert de chaleur pendant le transfert de chaleur est caractérisée par le coefficient de transfert de chaleur k, numériquement égal à la quantité de chaleur transférée à travers une unité de surface de paroi par unité de temps avec une différence de température entre les liquides de 1 K ; dimension k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. La valeur de R, l’inverse du coefficient de transfert thermique, est appelée résistance thermique totale du transfert thermique. Par exemple, R d'un mur monocouche
,
où α1 et α2 sont les coefficients de transfert de chaleur du liquide chaud à la surface de la paroi et de la surface de la paroi au liquide froid ; δ - épaisseur de paroi ; λ - coefficient de conductivité thermique. Dans la plupart des cas rencontrés en pratique, le coefficient de transfert thermique est déterminé expérimentalement. Dans ce cas, les résultats obtenus sont traités selon des méthodes similaires à la théorie
Transfert de chaleur radiante - Le transfert de chaleur par rayonnement se produit à la suite des processus de conversion de l'énergie interne d'une substance en énergie de rayonnement, de transfert d'énergie de rayonnement et de son absorption par la substance. Le déroulement des processus de transfert de chaleur radiante est déterminé position relative dans l'espace des corps échangeant de la chaleur, les propriétés du milieu séparant ces corps. Une différence significative entre le transfert de chaleur radiante et les autres types de transfert de chaleur (conduction thermique, transfert de chaleur par convection) est qu'il peut se produire en l'absence de environnement matériel, séparant les surfaces d'échange thermique, car cela se produit à la suite de la propagation d'un rayonnement électromagnétique.
L'énergie rayonnante tombant au cours du processus d'échange de chaleur radiante sur la surface d'un corps opaque et caractérisée par la valeur du flux de rayonnement incident Qpad est partiellement absorbée par le corps et partiellement réfléchie par sa surface (voir figure).
Le flux de rayonnement absorbé Qabs est déterminé par la relation :
Qabs = Un Qpad, (20)
où A est la capacité d’absorption du corps. Du fait que pour un corps opaque
Qpad = Qab + Qotp, (21)
où Qotr est le flux de rayonnement réfléchi par la surface du corps, cette dernière valeur est égale à :
Qotr = (1 - A) Qpad, (22)
où 1 - A = R est la réflectivité du corps. Si le pouvoir d'absorption d'un corps est de 1, et donc sa réflectivité est de 0, c'est-à-dire que le corps absorbe toute l'énergie qui lui arrive, alors on l'appelle un corps absolument noir. Tout corps dont la température est différente du zéro absolu émet de l'énergie en raison à l'échauffement du corps. Ce rayonnement est appelé rayonnement propre du corps et est caractérisé par le flux de son propre rayonnement Qgénéral. Le rayonnement intrinsèque par unité de surface du corps est appelé densité de flux du rayonnement intrinsèque, ou émissivité du corps. Cette dernière, conformément à la loi du rayonnement de Stefan-Boltzmann, est proportionnelle à la température corporelle à la puissance quatre. Le rapport entre l'émissivité d'un corps et l'émissivité d'un corps absolument noir à la même température est appelé degré d'émissivité. Pour tous les corps, le degré de noirceur est inférieur à 1. Si pour un corps cela ne dépend pas de la longueur d'onde du rayonnement, alors un tel corps est appelé gris. La nature de la distribution de l’énergie de rayonnement d’un corps gris sur les longueurs d’onde est la même que celle d’un corps absolument noir, c’est-à-dire qu’elle est décrite par la loi du rayonnement de Planck. Le degré de noirceur d’un corps gris est égal à sa capacité d’absorption.
La surface de tout corps inclus dans le système émet des flux de rayonnement réfléchi Qotр et son propre rayonnement Qcob ; la quantité totale d'énergie quittant la surface du corps est appelée flux de rayonnement effectif Qeff et est déterminée par la relation :
Qeff = Qotr + Qcob. (23)
Une partie de l'énergie absorbée par le corps retourne au système sous la forme de son propre rayonnement, de sorte que le résultat du transfert de chaleur radiante peut être représenté comme la différence entre les flux de son propre rayonnement et celui du rayonnement absorbé. Ordre de grandeur
Qpez = Qcob - Qabl (24)
est appelé flux de rayonnement résultant et montre la quantité d'énergie qu'un corps reçoit ou perd par unité de temps en raison du transfert de chaleur radiante. Le flux de rayonnement résultant peut également être exprimé sous la forme
Qpez = Qeff - Qpad, (25)
c'est-à-dire comme la différence entre la dépense totale et l'arrivée totale d'énergie rayonnante à la surface du corps. Ainsi, considérant que
Qpad = (Qcob - Qpé) / A, (26)
on obtient une expression largement utilisée dans les calculs de transfert de chaleur radiante :
La tâche du calcul du transfert de chaleur radiante est, en règle générale, de trouver les flux de rayonnement résultants sur toutes les surfaces incluses dans un système donné, si les températures et caractéristiques optiques toutes ces surfaces. Pour résoudre ce problème, en plus de la dernière relation, il est nécessaire de clarifier la relation entre le flux Qpad sur une surface donnée et les flux Qeff sur toutes les surfaces incluses dans le système de transfert de chaleur radiante. Pour trouver cette relation, le concept de coefficient de rayonnement angulaire moyen est utilisé, qui montre quelle fraction du rayonnement hémisphérique (c'est-à-dire émis dans toutes les directions à l'intérieur de l'hémisphère) d'une certaine surface incluse dans le système d'échange de chaleur radiant tombe sur cette surface. Ainsi, le flux Qpad sur toutes les surfaces incluses dans le système de transfert de chaleur radiante est déterminé comme la somme des produits de Qeff de toutes les surfaces (y compris celle-ci, si elle est concave) par le pistes radiation.
Le transfert de chaleur radiante joue un rôle important dans les processus de transfert de chaleur se produisant à des températures d'environ 1 000 °C et plus. Il est répandu dans divers domaines technologie : dans la métallurgie, la technique thermique, l'énergie nucléaire, les fusées, la technologie chimique, la technologie du séchage, la technologie solaire.
