Composición del balance térmico de la superficie terrestre. Balance de radiación y calor de la tierra. Vea qué es el "equilibrio de calor de la superficie terrestre" en otros diccionarios
Evaluar correctamente el grado de calentamiento y enfriamiento de varias superficies terrestres, calcular la evaporación, determinar los cambios en las reservas de humedad en el suelo, desarrollar métodos para predecir la congelación y también evaluar el impacto de los trabajos de recuperación en condiciones climáticas capa superficial de aire, se necesitan datos sobre el equilibrio térmico de la superficie terrestre.
La superficie de la Tierra recibe y pierde calor continuamente como resultado de la influencia de diversas corrientes de radiación de onda corta y larga. Al absorber en mayor o menor medida la radiación total y la contraradiación, la superficie terrestre se calienta y emite radiación de onda larga, lo que significa que pierde calor. El valor que caracteriza la pérdida de calor de la tierra.
La superficie es radiación efectiva. Es igual a la diferencia entre la propia radiación de la superficie terrestre y la contrarradiación de la atmósfera. Dado que la contrarradiación de la atmósfera es siempre algo menor que la de la Tierra, esta diferencia es positiva. Durante el día, la radiación efectiva queda cubierta por la radiación de onda corta absorbida. Por la noche, en ausencia de radiación solar de onda corta, la radiación efectiva reduce la temperatura de la superficie terrestre. En tiempo nublado, debido al aumento de la contrarradiación de la atmósfera, la radiación efectiva es mucho menor que en tiempo despejado. El enfriamiento de la superficie terrestre durante la noche también es menor. En latitudes medias, la superficie terrestre pierde mediante radiación efectiva aproximadamente la mitad de la cantidad de calor que recibe de la radiación absorbida.
La llegada y consumo de energía radiante se estima mediante el valor del balance de radiación de la superficie terrestre. Es igual a la diferencia entre radiación absorbida y efectiva; de ello depende el estado térmico de la superficie terrestre: su calentamiento o enfriamiento. Durante el día, es positivo casi todo el tiempo, es decir, la entrada de calor supera la salida de calor. Por la noche, el balance de radiación es negativo e igual a la radiación efectiva. Los valores anuales del balance de radiación de la superficie terrestre, a excepción de las latitudes más altas, son positivos en todas partes. Este exceso de calor se gasta en calentar la atmósfera mediante conducción turbulenta de calor, evaporación e intercambio de calor con capas más profundas de suelo o agua.
Si consideramos las condiciones de temperatura durante un largo período (un año o mejor fila años), entonces la superficie de la Tierra, la atmósfera por separado y el sistema Tierra-atmósfera se encuentran en un estado de equilibrio térmico. Su temperatura media varía poco de un año a otro. De acuerdo con la ley de conservación de la energía, podemos suponer que la suma algebraica de los flujos de calor que entran y salen de la superficie terrestre es igual a cero. Esta es la ecuación para el equilibrio térmico de la superficie terrestre. Su significado es que el equilibrio de radiación de la superficie terrestre se equilibra mediante la transferencia de calor no radiativa. La ecuación del balance de calor, por regla general, no tiene en cuenta (debido a su pequeñez) flujos como el calor transferido por precipitación, el consumo de energía para la fotosíntesis, la ganancia de calor por la oxidación de la biomasa, así como el consumo de calor para derretir el hielo o la nieve. Ganancia de calor por agua helada.
El equilibrio térmico del sistema Tierra-atmósfera durante un largo período también es cero, es decir, la Tierra como planeta se encuentra en equilibrio térmico: la radiación solar que llega al límite superior de la atmósfera se equilibra con la radiación que escapa al espacio desde el límite superior de la atmósfera.
Si tomamos el 100% de la cantidad que llega al límite superior de la atmósfera, entonces el 32% de esta cantidad se disipa en la atmósfera. De ellos, el 6% regresa al espacio exterior. En consecuencia, el 26% llega a la superficie terrestre en forma de radiación dispersa; El 18% de la radiación es absorbida por el ozono y los aerosoles y calienta la atmósfera; el 5% es absorbido por las nubes; El 21% de la radiación escapa al espacio como resultado del reflejo de las nubes. Así, la radiación que llega a la superficie terrestre es del 50%, de la cual la radiación directa representa el 24%; El 47% es absorbido por la superficie terrestre y el 3% de la radiación entrante se refleja de regreso al espacio. Como resultado, el 30% de la radiación solar abandona el límite superior de la atmósfera hacia el espacio exterior. Esta cantidad se llama albedo planetario de la Tierra. En el sistema "Atmósfera Terrestre", el 30% de la radiación solar reflejada y dispersada, el 5% de la radiación terrestre y el 65% de la radiación atmosférica regresan al espacio a través del límite superior de la atmósfera, es decir, un total del 100%.
BALANCE DE CALOR DE LA TIERRA
El equilibrio de la Tierra, la relación entre la entrada y salida de energía (radiante y térmica) en la superficie de la Tierra, en la atmósfera y en el sistema Tierra-atmósfera. La principal fuente de energía para la gran mayoría de los procesos físicos, químicos y biológicos en la atmósfera, la hidrosfera y las capas superiores de la litosfera es la radiación solar, de ahí la distribución y proporción de los componentes de la energía térmica. caracterizar sus transformaciones en estos caparazones.
Tuberculosis. Representan formulaciones particulares de la ley de conservación de la energía y están compiladas para una sección de la superficie terrestre (T.b. de la superficie terrestre); para una columna vertical que atraviesa la atmósfera (atmósfera T.b.); para la misma columna que atraviesa la atmósfera y las capas superiores de la litosfera o hidrosfera (T. B. Sistema Tierra-atmósfera).
Ecuación T.b. superficie terrestre: R + P + F0 + LE 0 es la suma algebraica de los flujos de energía entre un elemento de la superficie terrestre y el espacio circundante. Estos flujos incluyen el balance de radiación (o radiación residual) R: la diferencia entre la radiación solar de onda corta absorbida y la radiación efectiva de onda larga de la superficie terrestre. Un valor positivo o negativo del balance de radiación se compensa mediante varios flujos de calor. Dado que la temperatura de la superficie terrestre generalmente no es igual a la temperatura del aire, entre la superficie subyacente y la atmósfera se produce un flujo de calor P. Se observa un flujo de calor similar F 0 entre la superficie terrestre y las capas más profundas de la litosfera o hidrosfera. . En este caso, el flujo de calor en el suelo está determinado por la conductividad térmica molecular, mientras que en los depósitos el intercambio de calor suele ser de naturaleza más o menos turbulenta. El flujo de calor F 0 entre la superficie de un depósito y sus capas más profundas es numéricamente igual al cambio en el contenido de calor del depósito durante un intervalo de tiempo determinado y a la transferencia de calor por las corrientes en el depósito. Valor esencial en T. b. La superficie terrestre suele tener un consumo de calor por evaporación LE, que se define como el producto de la masa de agua evaporada E por el calor de evaporación L. El valor de LE depende de la humidificación de la superficie terrestre, su temperatura, la humedad del aire. y la intensidad del intercambio de calor turbulento en la capa de aire superficial, que determina la velocidad de transferencia de vapor de agua desde la superficie terrestre a la atmósfera.
Ecuación T.b. la atmósfera tiene la forma: Ra + Lr + P + Fa D W.
Tuberculosis. la atmósfera está compuesta por su balance de radiación R a ; calor entrante o saliente Lr durante las transformaciones de fase del agua en la atmósfera (g - precipitación total); entrada o salida de calor P debido al intercambio de calor turbulento de la atmósfera con la superficie terrestre; la llegada o pérdida de calor F a provocada por el intercambio de calor a través de las paredes verticales de la columna, que está asociada a movimientos atmosféricos ordenados y macroturbulencias. Además, en la ecuación T. b. La atmósfera incluye el término DW, igual a la magnitud del cambio en el contenido de calor dentro de la columna.
Ecuación T.b. El sistema Tierra-atmósfera corresponde a la suma algebraica de los términos de las ecuaciones de T. b. la superficie terrestre y la atmósfera. Componentes de T. b. La superficie terrestre y la atmósfera para diferentes áreas. globo determinado por observaciones meteorológicas (en estaciones actinométricas, en estaciones meteorológicas especiales, en satélites meteorológicos de la Tierra) o por cálculos climatológicos.
Valores medios de latitud de los componentes de T. b. la superficie terrestre para los océanos, la tierra y la Tierra y T. b. atmósfera se dan en las Tablas 1, 2, donde los valores de los términos de T. b. se consideran positivos si corresponden a la llegada de calor. Dado que estas tablas se refieren a condiciones promedio anuales, no incluyen términos que caractericen los cambios en el contenido de calor de la atmósfera y las capas superiores de la litosfera, ya que para estas condiciones son cercanos a cero.
Para la Tierra como planeta, junto con la atmósfera, el esquema T. b. mostrado en la Fig. Una unidad de superficie del límite exterior de la atmósfera recibe un flujo de radiación solar igual a un promedio de aproximadamente 250 kcal/cm 2 por año, de los cuales aproximadamente 250 kcal/cm 2 por año se reflejan en el espacio mundial. y la Tierra absorbe 167 kcal/cm 2 por año (flecha Q s en la figura). La radiación de onda corta llega a la superficie terrestre en una cantidad equivalente a 126 kcal/cm 2 por año; De esta cantidad se reflejan 18 kcal/cm2 por año y la superficie terrestre absorbe 108 kcal/cm2 por año (flecha Q). La atmósfera absorbe 59 kcal/cm2 por año de radiación de onda corta, es decir, significativamente menos que la superficie terrestre. La radiación efectiva de onda larga de la superficie terrestre es de 36 kcal/cm 2 por año (flecha I), por lo tanto el balance de radiación de la superficie terrestre es de 72 kcal/cm 2 por año. La radiación de onda larga de la Tierra al espacio exterior es igual a 167 kcal/cm 2 por año (flecha Is). Así, la superficie de la Tierra recibe alrededor de 72 kcal/cm2 por año de energía radiante, que se gasta en parte en la evaporación del agua (círculo LE) y en parte se devuelve a la atmósfera a través de una transferencia de calor turbulenta (flecha P).
Mesa 1 . - Balance de calor de la superficie terrestre, kcal/cm 2 año
Latitud, grados
Tierra en promedio
70-60 latitud norte
0-10 latitud sur
La Tierra en su conjunto
Datos sobre los componentes de T. b. se utilizan en el desarrollo de muchos problemas de climatología, hidrología terrestre y oceanología; se utilizan para fundamentar modelos numéricos de la teoría del clima y para probar empíricamente los resultados del uso de estos modelos. Materiales sobre T. b. Desempeñan un papel importante en el estudio del cambio climático, también se utilizan para calcular la evaporación de la superficie de cuencas fluviales, lagos, mares y océanos, en estudios del régimen energético de las corrientes marinas, para estudiar las capas de nieve y hielo, en plantas. fisiología para estudiar la transpiración y la fotosíntesis, en fisiología animales para estudiar el régimen térmico de los organismos vivos. Datos sobre T. b. También se utilizaron para estudiar la zonificación geográfica en las obras del geógrafo soviético A. A. Grigoriev.
Mesa 2. - Balance térmico de la atmósfera, kcal/cm 2 año.
Latitud, grados
70-60 latitud norte
0-10 latitud sur
La Tierra en su conjunto
Lit.: Atlas del balance térmico del globo, ed. M. I. Budyko, M., 1963; Budyko M.I., Clima y vida, L., 1971; Grigoriev A. A., Patrones de estructura y desarrollo del entorno geográfico, M., 1966.
M. I. Budyko.
Gran Enciclopedia Soviética, TSB. 2012
Vea también interpretaciones, sinónimos, significados de la palabra y cuál es el EQUILIBRIO TÉRMICO DE LA TIERRA en ruso en diccionarios, enciclopedias y libros de referencia:
- TIERRA
AGRÍCOLA - tierras proporcionadas para las necesidades de Agricultura o destinado a estos... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
FINALIDAD RECREATIVA - terrenos asignados de acuerdo con el procedimiento establecido, destinados y utilizados para la recreación masiva organizada y el turismo de la población. A ellos… - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
Tierras de CONSERVACIÓN AMBIENTAL - tierras de reservas naturales (excepto para caza); zonas prohibidas y de protección del desove; tierras ocupadas por bosques que desempeñan funciones protectoras; otro … - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
FONDO DE RESERVA NATURAL: tierras de reservas naturales, monumentos naturales, jardines botánicos naturales (nacionales) y dendrológicos. La composición de Z.p.-z.f. encender tierra Con … - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
DAÑO - ver DAÑO A LA TIERRA... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
FINES DE SALUD: terrenos con factores curativos naturales (manantiales minerales, depósitos de lodo medicinal, condiciones climáticas y otras), favorables... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
USO PÚBLICO – en ciudades, pueblos y asentamientos rurales – terrenos utilizados como vías de comunicación (plazas, calles, callejones,… - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
PRECIO ESTÁNDAR - ver PRECIO ESTÁNDAR DEL TERRENO... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
ASENTAMIENTOS - ver TIERRAS DE LA CIUDAD... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
MUNICIPALIZACIÓN - ver MUNICIPALIZACIÓN DE TIERRAS ... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
FONDO FORESTAL - tierras cubiertas de bosques, etc. no cubierto por bosque, pero cubierto por las necesidades de la silvicultura y la silvicultura... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
IMPORTANCIA HISTÓRICA Y CULTURAL: tierras en las que (y en las cuales) monumentos históricos y culturales, lugares de interés, incluidos los declarados ... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
RESERVA - todas las tierras no previstas para propiedad, posesión, uso y arrendamiento. incluyen tierra, propiedad, posesión... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
TRANSPORTE FERROVIARIO: terrenos de importancia federal, proporcionados gratuitamente para uso permanente (indefinido) a empresas e instituciones de transporte ferroviario para la implementación de los asignados ... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
PARA NECESIDADES DE DEFENSA - terrenos previstos para la colocación y actividades permanentes de unidades militares, instituciones, instituciones de educación militar, empresas y organizaciones de las Fuerzas Armadas... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
URBANO - ver TERRENOS URBANOS... - TIERRA en el Diccionario de términos económicos:
FONDO DE AGUA: tierras ocupadas por embalses, glaciares, pantanos, con excepción de las zonas de tundra y bosque-tundra, ingeniería hidráulica y otras estructuras de gestión del agua; A … - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
RECURSOS LABORALES - un equilibrio de la disponibilidad y utilización de los recursos laborales, teniendo en cuenta su reposición y jubilación, empleo, productividad... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
COMERCIO PASIVO - ver SALDO COMERCIAL PASIVO... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
COMERCIO ACTIVO - ver COMERCIO ACTIVO… - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
COMERCIO - ver BALANCE COMERCIAL; COMERCIO EXTERIOR… - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
OPERACIONES ACTUALES: un balance que muestra las exportaciones netas del estado igual al volumen de exportaciones de bienes y servicios menos las importaciones más netas... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
CONSOLIDADO - ver BALANCE DE SITUACIÓN CONSOLIDADO... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
SALDO - ver SALDO SALDO... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
ESTIMADO - cm ESTIMADO... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
SEPARACIÓN - ver SALDO DE SEPARACIÓN... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
TIEMPO DE TRABAJO: un equilibrio que caracteriza los recursos de tiempo de trabajo de los empleados de la empresa y su uso para diferentes tipos obras Presentado como... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
PAGO ACTUAL ver SALDO ACTUAL... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
SALDO DE PAGO POR OPERACIONES CORRIENTES - ver SALDO DE PAGO POR OPERACIONES CORRIENTES... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
PAGO PASIVO. ver SALDO DE PAGO PASIVO... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
PAGO DE COMERCIO EXTERIOR - ver BALANZA DE PAGOS DE COMERCIO EXTERIOR... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
PAGO ACTIVO - ver SALDO DE PAGO ACTIVO... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
PAGO - ver PAGO... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
PAGOS POR LIQUIDACIONES DE COMPENSACIÓN: el saldo de liquidaciones no monetarias por obligaciones de pago o reclamaciones mutuas... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
COMERCIO PASIVO (PAGO) - ver COMERCIO PASIVO (PAGO) ... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
ACTIVOS FIJOS: un balance que compara los activos fijos disponibles, teniendo en cuenta su depreciación y enajenación, y los activos de nueva introducción... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
INTERINDUSTRIA - ver INTERINDUSTRIA ... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
MATERIAL - ver MATERIAL... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
LIQUIDACIÓN - ver LIQUIDACIÓN... - BALANCE en el Diccionario de términos económicos:
INGRESOS Y GASTOS - un balance financiero, cuyas secciones indican las fuentes y montos de ingresos y gastos durante un período determinado... - BALANCE en grande enciclopedia soviética, TSB:
(Balanza francesa, literalmente - balanza, del latín bilanx - que tiene dos cuencos para pesar), 1) balanza, equilibrio. 2) Un sistema de indicadores que... - TIERRA
Las antiguas regiones rusas se formaron cerca de las ciudades antiguas. Z., a menudo a una distancia muy significativa de la ciudad, era propiedad de sus residentes y siempre ... - BALANCE en el Diccionario enciclopédico de Brockhaus y Euphron:
Saldo contable. En la contabilidad de B. se establece un saldo entre débito y crédito, y se distingue entre la cuenta de entrada de B., si con ellas se abren libros comerciales, y... - BALANCE en el Diccionario Enciclopédico:
yo un, plural no, m 1. La proporción de indicadores mutuamente relacionados de alguna actividad o proceso. B. producción y consumo. una balanza comercial...
Primero, detengámonos en las condiciones térmicas de la superficie terrestre y las capas superiores del suelo y los embalses. Esto es necesario porque las capas inferiores de la atmósfera se calientan y enfrían principalmente mediante el intercambio de calor radiativo y no radiativo con las capas superiores de suelo y agua. Por lo tanto, los cambios de temperatura en las capas inferiores de la atmósfera están determinados principalmente por cambios en la temperatura de la superficie terrestre y siguen estos cambios.
La superficie de la tierra, es decir, la superficie del suelo o del agua (así como las plantas, la nieve y la capa de hielo), continuamente diferentes caminos gana y pierde calor. A través de la superficie terrestre, el calor se transfiere hacia arriba a la atmósfera y hacia abajo al suelo o al agua.
En primer lugar, la radiación total y la contrarradiación de la atmósfera llegan a la superficie terrestre. Son más o menos absorbidos por la superficie, es decir, van a calentar las capas superiores del suelo y el agua. Al mismo tiempo, la superficie terrestre se irradia y al mismo tiempo pierde calor.
En segundo lugar, el calor llega a la superficie terrestre desde arriba, desde la atmósfera, por conducción térmica. Del mismo modo, el calor escapa de la superficie terrestre a la atmósfera. Por conducción térmica, el calor también se mueve desde la superficie terrestre hacia el suelo y el agua, o llega a la superficie terrestre desde las profundidades del suelo y el agua.
En tercer lugar, la superficie terrestre recibe calor cuando el vapor de agua del aire se condensa sobre ella o, por el contrario, pierde calor cuando el agua se evapora. En el primer caso, se libera calor latente, en el segundo, el calor pasa a un estado latente.
En cualquier período de tiempo, la misma cantidad de calor sale de la superficie terrestre hacia arriba y hacia abajo que la que recibe desde arriba y desde abajo durante este tiempo. Si fuera de otra manera, la ley de conservación de la energía no se cumpliría: habría que suponer que la energía aparece o desaparece en la superficie terrestre. Sin embargo, es posible que, por ejemplo, suba más calor del que viene desde arriba; en este caso, el exceso de transferencia de calor debe ser cubierto por la llegada de calor a la superficie desde las profundidades del suelo o del agua.
Entonces, la suma algebraica de todas las entradas y salidas de calor en la superficie terrestre debe ser igual a cero. Esto se expresa mediante la ecuación del balance térmico de la superficie terrestre.
Para escribir esta ecuación, primero combinamos la radiación absorbida y la radiación efectiva en un balance de radiación.
Denotemos la llegada de calor del aire o su liberación al aire por conductividad térmica como P. La misma ganancia o flujo a través del intercambio de calor con capas más profundas de suelo o agua se llamará A. La pérdida de calor durante la evaporación o su La llegada durante la condensación a la superficie terrestre se indicará con LE, donde L es el calor específico de evaporación y E es la masa de agua evaporada o condensada.
También podemos decir que el significado de la ecuación es que el balance de radiación en la superficie terrestre se equilibra mediante la transferencia de calor no radiativa (figura 5.1).
La ecuación (1) es válida para cualquier período de tiempo, incluido un período de varios años.
Del hecho de que el equilibrio térmico de la superficie terrestre sea cero, no se sigue que la temperatura de la superficie no cambie. Cuando la transferencia de calor se dirige hacia abajo, el calor que llega a la superficie desde arriba y se adentra en ella, permanece en gran medida en la capa superior de suelo o agua (en la llamada capa activa). La temperatura de esta capa, y por tanto la temperatura de la superficie terrestre, aumenta. Por el contrario, cuando el calor se transfiere a través de la superficie terrestre de abajo hacia arriba hacia la atmósfera, el calor sale principalmente de la capa activa, como resultado de lo cual la temperatura de la superficie desciende.
De día a día y de año en año, la temperatura media de la capa activa y de la superficie terrestre en cualquier lugar cambia poco. Esto significa que durante el día entra casi tanto calor en el suelo o en el agua como el que sale durante la noche. Pero aún así, durante el día de verano, el calor baja un poco más que el que viene desde abajo. Por tanto, las capas de suelo y agua, y por tanto su superficie, se calientan día a día. En invierno ocurre el proceso inverso. Estos cambios estacionales en el flujo y flujo de calor en el suelo y el agua están casi equilibrados a lo largo del año, y la temperatura media anual de la superficie terrestre y la capa activa cambia poco de un año a otro.
Balance térmico de la Tierra.- la relación entre la energía entrante y saliente (radiante y térmica) en la superficie terrestre, en la atmósfera y en el sistema Tierra-atmósfera. La principal fuente de energía para la gran mayoría de los procesos físicos, químicos y biológicos en la atmósfera, la hidrosfera y las capas superiores de la litosfera es la radiación solar, por lo que la distribución y proporción de los componentes del equilibrio térmico caracterizan sus transformaciones en estos. conchas.
El balance de calor es una formulación particular de la ley de conservación de la energía y se compila para una sección de la superficie terrestre (balance de calor de la superficie terrestre); para una columna vertical que atraviesa la atmósfera (equilibrio térmico de la atmósfera); para una misma columna que atraviesa la atmósfera y las capas superiores de la litosfera o hidrosfera (equilibrio térmico del sistema Tierra-atmósfera).
Ecuación del balance de calor de la superficie terrestre:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
Representa la suma algebraica de los flujos de energía entre un elemento de la superficie terrestre y el espacio circundante. En esta fórmula:
R - balance de radiación, la diferencia entre la radiación solar de onda corta absorbida y la radiación efectiva de onda larga de la superficie terrestre.
P es el flujo de calor que surge entre la superficie subyacente y la atmósfera;
F0: se observa un flujo de calor entre la superficie de la tierra y las capas más profundas de la litosfera o hidrosfera;
LE - consumo de calor por evaporación, que se define como el producto de la masa de agua evaporada E y el calor de evaporación L balance de calor
Estos flujos incluyen el equilibrio de radiación (o radiación residual) R: la diferencia entre la radiación solar de onda corta absorbida y la radiación efectiva de onda larga de la superficie terrestre. Un valor positivo o negativo del balance de radiación se compensa mediante varios flujos de calor. Dado que la temperatura de la superficie terrestre generalmente no es igual a la temperatura del aire, entre la superficie subyacente y la atmósfera se produce un flujo de calor P. Se observa un flujo de calor similar F0 entre la superficie terrestre y las capas más profundas de la litosfera o hidrosfera. En este caso, el flujo de calor en el suelo está determinado por la conductividad térmica molecular, mientras que en los depósitos el intercambio de calor suele ser de naturaleza más o menos turbulenta. El flujo de calor F0 entre la superficie de un depósito y sus capas más profundas es numéricamente igual al cambio en el contenido de calor del depósito durante un intervalo de tiempo dado y a la transferencia de calor por las corrientes en el depósito. De gran importancia en el equilibrio térmico de la superficie terrestre suele ser el consumo de calor para la evaporación LE, que se define como el producto de la masa de agua evaporada E por el calor de evaporación L. El valor de LE depende de la humectación de la la superficie de la Tierra, su temperatura, la humedad del aire y la intensidad del intercambio de calor turbulento en la capa superficial del aire, que determina la tasa de transferencia de vapor de agua desde la superficie de la Tierra a la atmósfera.
La ecuación del balance de calor atmosférico tiene la forma:
Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)
donde ΔW es la magnitud del cambio en el contenido de calor dentro de la pared vertical de la columna atmosférica.
El balance térmico de la atmósfera está compuesto por su balance de radiación Ra; calor entrante o saliente Lr durante las transformaciones de fase del agua en la atmósfera (g - precipitación total); entrada o salida de calor P debido al intercambio de calor turbulento de la atmósfera con la superficie terrestre; la llegada o pérdida de calor Fa provocada por el intercambio de calor a través de las paredes verticales de la columna, que está asociada a movimientos atmosféricos ordenados y macroturbulencias. Además, la ecuación del balance de calor atmosférico incluye el término ΔW, igual al cambio en el contenido de calor dentro de la columna.
La ecuación del balance térmico del sistema Tierra-atmósfera corresponde a la suma algebraica de los términos de las ecuaciones del balance térmico de la superficie terrestre y la atmósfera. Los componentes del balance térmico de la superficie y la atmósfera de la Tierra para varias regiones del mundo están determinados por observaciones meteorológicas (en estaciones actinométricas, en estaciones especiales de balance térmico, en satélites meteorológicos de la Tierra) o por cálculos climatológicos.
Los valores de latitud promedio de los componentes del balance térmico de la superficie terrestre para los océanos, la tierra y la Tierra y el balance térmico de la atmósfera se dan en las tablas, donde los valores de los miembros del balance térmico se consideran positivos. si corresponden a la llegada del calor. Dado que estas tablas se refieren a condiciones promedio anuales, no incluyen términos que caractericen los cambios en el contenido de calor de la atmósfera y las capas superiores de la litosfera, ya que para estas condiciones son cercanos a cero.
Para la Tierra como planeta, junto con la atmósfera, el diagrama de balance de calor se presenta en la Fig. Una unidad de superficie del límite exterior de la atmósfera recibe un flujo de radiación solar igual a una media de unas 250 kcal/cm2 por año, de las cuales aproximadamente 1/3 se refleja en el espacio, y 167 kcal/cm2 por año. año es absorbido por la Tierra
De intercambio de calor un proceso espontáneo irreversible de transferencia de calor en el espacio, causado por un campo de temperatura no uniforme. En general, la transferencia de calor también puede deberse a la falta de homogeneidad de campos de otras cantidades físicas, por ejemplo, una diferencia en las concentraciones (efecto de difusión térmica). Hay tres tipos de transferencia de calor: conductividad térmica, convección y transferencia de calor radiante (en la práctica, la transferencia de calor suele realizarse mediante los 3 tipos a la vez). El intercambio de calor determina o acompaña a muchos procesos en la naturaleza (por ejemplo, el curso de la evolución de estrellas y planetas, procesos meteorológicos en la superficie de la Tierra, etc.). en la tecnología y en la vida cotidiana. En muchos casos, por ejemplo cuando se estudian procesos de secado, enfriamento evaporativo, la difusión, la transferencia de calor se considera junto con la transferencia de masa. El intercambio de calor entre dos refrigerantes a través de una pared sólida que los separa o a través de la interfaz entre ellos se llama transferencia de calor.
Conductividad térmica uno de los tipos de transferencia de calor (energía del movimiento térmico de micropartículas) de partes del cuerpo más calientes a otras menos calientes, lo que conduce a la igualación de temperaturas. Con la conducción térmica, la transferencia de energía en un cuerpo se produce como resultado de la transferencia directa de energía de partículas (moléculas, átomos, electrones) con mayor energía a partículas con menor energía. Si el cambio relativo en la temperatura de la conductividad térmica a una distancia del camino libre medio de las partículas l es pequeño, entonces se cumple la ley básica de la conductividad térmica (ley de Fourier): la densidad del flujo de calor q es proporcional al gradiente de temperatura grad T , es decir (17)
donde λ es el coeficiente de conductividad térmica, o simplemente la conductividad térmica, no depende del grado T [λ depende del estado de agregación de la sustancia (ver tabla), su estructura atómico-molecular, temperatura y presión, composición (en el caso de una mezcla o solución).
El signo menos en el lado derecho de la ecuación indica que la dirección del flujo de calor y el gradiente de temperatura son mutuamente opuestos.
La relación entre el valor Q y el área de la sección transversal F se denomina flujo de calor específico o carga de calor y se denota con la letra q.
(18)
Los valores del coeficiente de conductividad térmica λ para algunos gases, líquidos y sólidos a una presión atmosférica de 760 mm Hg se seleccionan de las tablas.
Transferencia de calor. Intercambio de calor entre dos refrigerantes a través de una pared sólida que los separa o a través de la interfaz entre ellos. La transferencia de calor incluye la transferencia de calor desde un fluido más caliente a la pared, la transferencia de calor en la pared y la transferencia de calor desde la pared a un medio en movimiento más frío. La intensidad de la transferencia de calor durante la transferencia de calor se caracteriza por el coeficiente de transferencia de calor k, numéricamente igual a la cantidad de calor que se transfiere a través de una unidad de superficie de pared por unidad de tiempo con una diferencia de temperatura entre líquidos de 1 K; dimensión k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. El valor de R, el recíproco del coeficiente de transferencia de calor, se llama total resistencia termica transferencia de calor. Por ejemplo, R de una pared de una sola capa.
,
donde α1 y α2 son los coeficientes de transferencia de calor desde el líquido caliente a la superficie de la pared y desde la superficie de la pared al líquido frío; δ - espesor de pared; λ - coeficiente de conductividad térmica. En la mayoría de los casos que se encuentran en la práctica, el coeficiente de transferencia de calor se determina experimentalmente. En este caso, los resultados obtenidos se procesan utilizando métodos similares a la teoría.
Transferencia de calor radiante - La transferencia de calor por radiación se produce como resultado de los procesos de conversión de la energía interna de una sustancia en energía de radiación, la transferencia de energía de radiación y su absorción por la sustancia. El curso de los procesos de transferencia de calor radiante está determinado por la posición relativa en el espacio de los cuerpos que intercambian calor y las propiedades del medio que los separa. Una diferencia significativa entre la transferencia de calor radiante y otros tipos de transferencia de calor (conducción de calor, transferencia de calor convectiva) es que puede ocurrir en ausencia de un medio material que separe las superficies de transferencia de calor, ya que ocurre como resultado de la propagación de ondas electromagnéticas. radiación.
La energía radiante que cae durante el intercambio de calor radiante sobre la superficie de un cuerpo opaco y se caracteriza por el valor del flujo de radiación incidente Qpad, es parcialmente absorbida por el cuerpo y parcialmente reflejada desde su superficie (ver figura).
El flujo de radiación absorbida Qabs está determinado por la relación:
Qabs = Un Qpad, (20)
donde A es la capacidad de absorción del cuerpo. Debido a que para un cuerpo opaco
Qpad = Qab + Qotp, (21)
donde Qotr es el flujo de radiación reflejada desde la superficie del cuerpo, este último valor es igual a:
Qotr = (1 - A) Qpad, (22)
donde 1 - A = R es la reflectividad del cuerpo. Si la absortividad de un cuerpo es 1, y por tanto su reflectividad es 0, es decir, el cuerpo absorbe toda la energía que incide sobre él, entonces se llama cuerpo absolutamente negro. Cualquier cuerpo cuya temperatura sea diferente a la cero absoluto, emite energía debido al calentamiento del cuerpo. Esta radiación se llama radiación propia del cuerpo y se caracteriza por el flujo de su propia radiación Qgeneral. La radiación intrínseca por unidad de superficie del cuerpo se denomina densidad de flujo de la radiación intrínseca o emisividad del cuerpo. Este último, de acuerdo con la ley de radiación de Stefan-Boltzmann, es proporcional a la temperatura corporal elevado a la cuarta potencia. La relación entre la emisividad de un cuerpo y la emisividad de un cuerpo absolutamente negro a la misma temperatura se llama grado de emisividad. Para todos los cuerpos, el grado de oscuridad es inferior a 1. Si para un cuerpo no depende de la longitud de onda de la radiación, entonces dicho cuerpo se llama gris. La naturaleza de la distribución de la energía de radiación de un cuerpo gris en longitudes de onda es la misma que la de un cuerpo absolutamente negro, es decir, está descrita por la ley de radiación de Planck. El grado de negrura de un cuerpo gris es igual a su capacidad de absorción.
La superficie de cualquier cuerpo incluido en el sistema emite flujos de radiación reflejada Qotр y su propia radiación Qcob; la cantidad total de energía que sale de la superficie del cuerpo se llama flujo de radiación efectivo Qeff y está determinada por la relación:
Qeff = Qotr + Qcob. (23)
Parte de la energía absorbida por el cuerpo regresa al sistema en forma de su propia radiación, por lo que el resultado de la transferencia de calor radiante se puede representar como la diferencia entre los flujos de radiación propia y absorbida. Magnitud
Qpez = Qcob - Qabl (24)
Se llama flujo de radiación resultante y muestra cuánta energía recibe o pierde un cuerpo por unidad de tiempo como resultado de la transferencia de calor radiante. El flujo de radiación resultante también se puede expresar en la forma
Qpez = Qeff - Qpad, (25)
es decir, como la diferencia entre el gasto total y la llegada total de energía radiante a la superficie del cuerpo. Por lo tanto, considerando que
Qpad = (Qcob - Qpe) / Un, (26)
obtenemos una expresión muy utilizada en cálculos de transferencia de calor radiante:
La tarea de calcular la transferencia de calor radiante es, por regla general, encontrar los flujos de radiación resultantes en todas las superficies incluidas en un sistema determinado, si se conocen las temperaturas y las características ópticas de todas estas superficies. Para solucionar este problema, además de la última relación, es necesario aclarar la relación entre el flujo Qpad en una superficie determinada y los flujos Qeff en todas las superficies incluidas en el sistema de transferencia de calor radiante. Para encontrar esta relación se utiliza el concepto de coeficiente de radiación angular promedio, que muestra qué fracción de radiación hemisférica (es decir, emitida en todas las direcciones dentro del hemisferio) de una determinada superficie incluida en el sistema de intercambio de calor radiante cae sobre esta superficie. Así, el flujo Qpad en cualquier superficie incluida en el sistema de transferencia de calor radiante se determina como la suma de los productos de Qeff de todas las superficies (incluida ésta, si es cóncava) y los correspondientes coeficientes de radiación angular.
La transferencia de calor radiante juega un papel importante en los procesos de transferencia de calor que ocurren a temperaturas de aproximadamente 1000 °C y superiores. Se utiliza ampliamente en diversos campos de la tecnología: metalurgia, ingeniería térmica, energía nuclear, tecnología de cohetes, tecnología química, tecnología de secado, tecnología solar.
balance térmico ns Tierra, la relación entre la entrada y salida de energía (radiante y térmica) en la superficie terrestre, en la atmósfera y en el sistema Tierra-atmósfera. La principal fuente de energía para la gran mayoría de los procesos físicos, químicos y biológicos en la atmósfera, la hidrosfera y las capas superiores de la litosfera es radiación solar, por lo tanto, la distribución y proporción de los componentes de T. b. caracterizar sus transformaciones en estos caparazones.
Tuberculosis. Representan formulaciones particulares de la ley de conservación de la energía y están compiladas para una sección de la superficie terrestre (T.b. de la superficie terrestre); para una columna vertical que atraviesa la atmósfera (atmósfera T.b.); para la misma columna que atraviesa la atmósfera y las capas superiores de la litosfera o hidrosfera (T. B. Sistema Tierra-atmósfera).
Ecuación T.b. superficie de la Tierra: R+PAG+F 0+L.E.= 0 representa la suma algebraica de los flujos de energía entre un elemento de la superficie terrestre y el espacio circundante. Estas corrientes incluyen equilibrio de radiación (o radiación residual) R- la diferencia entre la radiación solar de onda corta absorbida y la radiación efectiva de onda larga de la superficie terrestre. Un valor positivo o negativo del balance de radiación se compensa mediante varios flujos de calor. Dado que la temperatura de la superficie terrestre no suele ser igual a la temperatura del aire, entre superficie subyacente y la atmósfera crea un flujo de calor r. Flujo de calor similar F 0 se observa entre la superficie terrestre y las capas más profundas de la litosfera o hidrosfera. En este caso, el flujo de calor en el suelo está determinado por la fuerza molecular. conductividad térmica, mientras que en los embalses el intercambio de calor suele ser de naturaleza más o menos turbulenta. Flujo de calor F 0 entre la superficie de un yacimiento y sus capas más profundas es numéricamente igual al cambio en el contenido de calor del yacimiento durante un intervalo de tiempo determinado y a la transferencia de calor por las corrientes en el yacimiento. Valor esencial en T. b. La superficie terrestre suele tener una pérdida de calor por evaporación. L.E. que se define como el producto de la masa de agua evaporada mi sobre el calor de la evaporación l. Magnitud L.E. Depende de la humidificación de la superficie terrestre, su temperatura, la humedad del aire y la intensidad del intercambio de calor turbulento en la capa superficial del aire, lo que determina la tasa de transferencia de vapor de agua desde la superficie terrestre a la atmósfera.
Ecuación T.b. la atmósfera tiene la forma: ra+ lr+PAG+ F un=D w.
Tuberculosis. La atmósfera está compuesta por su balance de radiación. R a ; entrada o salida de calor lr durante las transformaciones de fase del agua en la atmósfera (g - precipitación total); entrada o salida de calor P debido al intercambio de calor turbulento de la atmósfera con la superficie terrestre; entrada o salida de calor F a, causada por la transferencia de calor a través de las paredes verticales de la columna, que está asociada con movimientos atmosféricos ordenados y macroturbulencias. Además, en la ecuación T. b. La atmósfera incluye el término D W, igual al cambio en el contenido de calor dentro de la columna.
Ecuación T.b. El sistema Tierra-atmósfera corresponde a la suma algebraica de los términos de las ecuaciones de T. b. la superficie terrestre y la atmósfera. Componentes de T. b. La superficie de la Tierra y la atmósfera para diferentes regiones del mundo están determinadas por observaciones meteorológicas (en estaciones actinométricas, en estaciones meteorológicas especiales, en satélites meteorológicos de la Tierra) o por cálculos climatológicos.
Valores medios de latitud de los componentes de T. b. la superficie terrestre para los océanos, la tierra y la Tierra y T. b. atmósfera se dan en las Tablas 1, 2, donde los valores de los términos de T. b. se consideran positivos si corresponden a la llegada de calor. Dado que estas tablas se refieren a condiciones promedio anuales, no incluyen términos que caractericen los cambios en el contenido de calor de la atmósfera y las capas superiores de la litosfera, ya que para estas condiciones son cercanos a cero.
Para la Tierra como planeta, junto con la atmósfera, el esquema T. b. mostrado en la Fig. Una unidad de superficie del límite exterior de la atmósfera recibe un flujo de radiación solar igual a una media de unos 250 calorías/cm 2 por año, de los cuales aproximadamente se reflejan en el espacio mundial, y 167 calorías/cm 2 por año es absorbido por la Tierra (flecha q está encendido arroz. ). La radiación de onda corta llega a la superficie terrestre igual a 126 calorías/cm 2 por año; 18 calorías/cm 2 por año de esta cantidad se refleja, y 108 calorías/cm 2 por año es absorbido por la superficie terrestre (flecha q). La atmósfera absorbe 59 calorías/cm 2 por año de radiación de onda corta, es decir, significativamente menos que la superficie terrestre. La radiación efectiva de onda larga de la superficie de la Tierra es 36 calorías/cm 2 por año (flecha I), por lo tanto el balance de radiación de la superficie terrestre es 72 calorías/cm 2 por año. La radiación de onda larga de la Tierra al espacio exterior es de 167 calorías/cm 2 por año (flecha Es). Así, la superficie de la Tierra recibe alrededor de 72 calorías/cm 2 por año de energía radiante, que se gasta parcialmente en la evaporación del agua (círculo L.E.) y regresa parcialmente a la atmósfera a través de transferencia de calor turbulenta (flecha R).
Mesa 1.- Balance térmico de la superficie terrestre, calorías/cm 2 años
| Latitud, grados | Tierra en promedio |
||
| R LE P F oh | R LE P | R LE P F 0 |
|
| 70-60 latitud norte 0-10 latitud sur La Tierra en su conjunto |
Datos sobre los componentes de T. b. se utilizan en el desarrollo de muchos problemas de climatología, hidrología terrestre y oceanología; se utilizan para fundamentar modelos numéricos de la teoría del clima y para probar empíricamente los resultados del uso de estos modelos. Materiales sobre T. b. Desempeñan un papel importante en el estudio del cambio climático, también se utilizan para calcular la evaporación de la superficie de cuencas fluviales, lagos, mares y océanos, en estudios del régimen energético de las corrientes marinas, para estudiar las capas de nieve y hielo, en plantas. fisiología para estudiar la transpiración y la fotosíntesis, en fisiología animales para estudiar el régimen térmico de los organismos vivos. Datos sobre T. b. También se utilizaron para estudiar la zonificación geográfica en las obras del geógrafo soviético A. A. Grigoriev.
Mesa 2.- Balance térmico de la atmósfera, calorías/cm 2 años
| Latitud, grados | ||||
| 70-60 latitud norte 0-10 latitud sur La Tierra en su conjunto |
Iluminado.: Atlas del balance térmico del globo, ed. M. I. Budyko, M., 1963; Budyko M.I., Clima y vida, L., 1971; Grigoriev A. A., Patrones de estructura y desarrollo del entorno geográfico, M., 1966.
La atmósfera, al igual que la superficie terrestre, recibe casi todo su calor del Sol. Otras fuentes de calor incluyen el calor proveniente de las profundidades de la Tierra, pero constituye sólo una fracción del porcentaje de la cantidad total de calor.
Aunque la radiación solar sirve como única fuente de calor para la superficie terrestre, el régimen térmico de la envoltura geográfica no es sólo consecuencia del balance de radiación. El calor solar se transforma y redistribuye bajo la influencia de factores terrestres y principalmente por las corrientes de aire y océano. Estos, a su vez, son causados por la distribución desigual de la radiación solar en las latitudes. Este es uno de los ejemplos más sorprendentes de la estrecha conexión e interacción global de varios componentes de la naturaleza.
Para la naturaleza viva de la Tierra es importante la redistribución del calor entre diferentes latitudes, así como entre océanos y continentes. Gracias a este proceso, se produce una redistribución espacial muy compleja del calor en la superficie de la Tierra de acuerdo con las direcciones superiores del movimiento del aire y las corrientes oceánicas. Sin embargo, la transferencia total de calor se dirige, por regla general, de latitudes bajas a altas y de los océanos a los continentes.
La distribución del calor en la atmósfera se produce por convección, conducción y radiación. La convección térmica ocurre en todas partes del planeta; los vientos y las corrientes de aire ascendentes y descendentes son omnipresentes. La convección es especialmente fuerte en los trópicos.
La conductividad térmica, es decir, la transferencia de calor por contacto directo de la atmósfera con la superficie cálida o fría de la tierra, tiene relativamente poca importancia, ya que el aire es un mal conductor del calor. Es esta propiedad la que ha encontrado una amplia aplicación en la fabricación. Marcos de ventana con doble cristal.
Los aportes y gastos de calor en la atmósfera inferior en diferentes latitudes no son los mismos. Al norte de 38°N. w. se emite más calor del que se absorbe. Esta pérdida se compensa con corrientes oceánicas cálidas y de aire dirigidas a latitudes templadas.
El proceso de recepción y consumo de energía solar, calentamiento y enfriamiento de todo el sistema de la atmósfera terrestre se caracteriza por el equilibrio térmico. Si tomamos el suministro anual de energía solar al límite superior de la atmósfera como 100%, entonces el equilibrio de energía solar se verá así: el 42% se refleja desde la Tierra y regresa al espacio exterior (este valor caracteriza la energía solar). albedo), con el 38% reflejado por la atmósfera y el 4% - superficie de la tierra. El resto (58%) es absorbido: el 14% por la atmósfera y el 44% por la superficie terrestre. La superficie calentada de la Tierra devuelve toda la energía que absorbió. Al mismo tiempo, la radiación de energía por la superficie terrestre es del 20%, el 24% se gasta en calentar el aire y evaporar la humedad (5,6% en calentar el aire y 18,4% en evaporar la humedad).
Semejante Características generales Balance de calor del planeta en su conjunto. De hecho, para diferentes zonas de latitud y diferentes superficies, el equilibrio térmico estará lejos de ser el mismo. Así, el equilibrio térmico de cualquier territorio se altera al amanecer y al atardecer, con el cambio de estaciones, dependiendo de las condiciones atmosféricas (nubosidad, humedad del aire y contenido de polvo), la naturaleza de la superficie (agua o tierra, bosque o cebollas, nieve). cubierta o suelo desnudo), altitud sobre el nivel del mar. La mayor parte del calor se emite durante la noche, en invierno y a través del aire fino, limpio y seco a gran altura. Pero al final las pérdidas por radiación se compensan con el calor procedente del Sol, y en la Tierra en su conjunto reina un estado de equilibrio dinámico, de lo contrario se calentaría o, por el contrario, se enfriaría.
Temperatura del aire
La atmósfera se calienta de una forma bastante compleja. Las longitudes de onda cortas de la luz solar, que van desde el rojo visible hasta la luz ultravioleta, se convierten en la superficie de la Tierra en ondas de calor más largas, que luego calientan la atmósfera cuando se emiten desde la superficie de la Tierra. Las capas inferiores de la atmósfera se calientan más rápido que las superiores, lo que se explica por la radiación térmica indicada de la superficie terrestre y por el hecho de que tienen mayor densidad y están saturadas de vapor de agua.
Característica distintiva La distribución vertical de la temperatura en la troposfera es su disminución con la altura. El gradiente de temperatura vertical promedio, es decir, la disminución promedio calculada por cada 100 m de altura, es de 0,6 ° C. El enfriamiento del aire húmedo va acompañado de la condensación de humedad. En este caso, se libera una cierta cantidad de calor, que se gastó en la formación de vapor. Por tanto, cuando el aire húmedo asciende, su enfriamiento se produce casi dos veces más rápido que el aire seco. El coeficiente geotérmico del aire seco en la troposfera es de 1 °C en promedio.
El aire que se eleva desde la superficie calentada de la tierra y los cuerpos de agua entra en una zona de baja presión. Esto le permite expandirse y, en este sentido, una cierta cantidad de energía térmica se convierte en energía cinética. Como resultado de este proceso, el aire se enfría. Si al mismo tiempo no recibe calor de ninguna parte y no lo desprende, entonces todo el proceso descrito se llama enfriamiento adiabático o dinámico. Y viceversa, el aire desciende y entra en una zona de alta presión, es comprimido por el aire que lo rodea y la energía mecánica se convierte en energía térmica. Debido a esto, el aire experimenta un calentamiento adiabático, que promedia 1 ° C por cada 100 m de descenso.
A veces la temperatura del aire aumenta con la altitud. Este fenómeno se llama inversión. Las razones de esta manifestación son variadas: la radiación de la Tierra sobre las capas de hielo, el paso de fuertes corrientes de aire caliente sobre una superficie fría. Las inversiones son especialmente típicas de las regiones montañosas: el aire frío y denso fluye hacia las cuencas montañosas y se estanca allí, desplazando al más ligero. aire caliente hacia arriba.
Los cambios diarios y anuales en la temperatura del aire reflejan el estado térmico de la superficie. En la capa superficial de aire, el máximo diario se establece a las 14-15 horas y el mínimo se observa después del amanecer. La mayor amplitud diaria se produce en latitudes subtropicales (30 ° C), la más pequeña en latitudes polares (5 ° C). La variación anual de la temperatura depende de la latitud, la naturaleza de la superficie subyacente, la altura del lugar sobre el nivel del océano, el relieve y la distancia al océano.
Se han identificado ciertos patrones geográficos en la distribución de las temperaturas anuales en la superficie terrestre.
1. En ambos hemisferios las temperaturas medias disminuyen hacia los polos. Sin embargo, el ecuador térmico, un paralelo cálido con una temperatura media anual de 27 °C, se encuentra en el hemisferio norte, aproximadamente a 15-20 ° de latitud. Esto se explica por el hecho de que aquí la tierra ocupa un área más grande que en el ecuador geográfico.
2. Desde el ecuador hacia el norte y el sur, las temperaturas cambian de manera desigual. Entre el ecuador y el paralelo 25, la temperatura desciende muy lentamente: menos de dos grados por cada diez grados de latitud. Entre los 25° y los 80° de latitud en ambos hemisferios, las temperaturas descienden muy rápidamente. En algunos lugares, esta disminución supera los 10 ° C. Más hacia los polos, la tasa de caída de temperatura vuelve a disminuir.
3. Las temperaturas medias anuales de todos los paralelos del hemisferio sur son inferiores a las temperaturas de los paralelos correspondientes del hemisferio norte. La temperatura media del aire en el hemisferio norte predominantemente "continental" es de +8,6 ° C en enero, +22,4 ° C en julio; en el hemisferio sur "oceánico", la temperatura media en julio es de +11,3 ° C, en enero - +17,5 ° C. La amplitud anual dos veces mayor de las fluctuaciones de la temperatura del aire en el hemisferio norte se explica por las peculiaridades de la distribución de tierra y mar en las latitudes correspondientes y el efecto refrescante de la grandiosa cúpula de hielo de la Antártida sobre el clima del hemisferio sur.
Los mapas de isotermas proporcionan características importantes de la distribución de la temperatura del aire en la Tierra. Así, a partir del análisis de la distribución de las isotermas de julio en la superficie terrestre, se pueden formular las siguientes conclusiones principales.
1. En las regiones extratropicales de ambos hemisferios, las isotermas sobre los continentes se inclinan hacia el norte en relación con su posición en las ventanas. En el hemisferio norte esto se debe a que la tierra se calienta más que el mar, pero en el hemisferio sur la relación es la contraria: en esta época la tierra está más fría que el mar.
2. Sobre los océanos, las isotermas de julio reflejan la influencia de las corrientes de temperatura del aire frío. Esto es especialmente notable a lo largo de las costas occidentales. América del norte y África, bañada por las frías corrientes oceánicas de California y Canarias. En el hemisferio sur, las isotermas se curvan en dirección opuesta al norte, también bajo la influencia de corrientes frías.
3. Las temperaturas medias más altas de julio se observan en los desiertos ubicados al norte del ecuador. Hace especialmente calor en este momento en California, el Sahara, Arabia, Irán y el interior de Asia.
La distribución de las isotermas de enero también tiene sus propias características.
1. Las curvaturas de las isotermas sobre los océanos al norte y sobre la tierra al sur se vuelven aún más prominentes y contrastantes. Esto es más evidente en el hemisferio norte. Las fuertes curvas de las isotermas hacia el Polo Norte reflejan un aumento en el papel térmico de las corrientes oceánicas de la Corriente del Golfo en océano Atlántico y Kuro-Sio en Tikhoy.
2. En las regiones extratropicales de ambos hemisferios, las isotermas sobre los continentes están notablemente curvadas hacia el sur. Esto se explica por el hecho de que en el hemisferio norte la tierra es más fría y en el hemisferio sur es más cálida que el mar.
3. Las temperaturas medias más altas en enero se dan en los desiertos de la zona tropical del hemisferio sur.
4. Las zonas de mayor enfriamiento del planeta en enero, al igual que en julio, son la Antártida y Groenlandia.
En general, se puede afirmar que las isotermas del hemisferio sur durante todas las estaciones del año tienen un patrón de rumbo más lineal (latitudinal). La ausencia de anomalías significativas en el curso de las isotermas aquí se explica por el predominio significativo superficie del agua sobre tierra. El análisis del curso de las isotermas indica una estrecha dependencia de las temperaturas no sólo de la cantidad de radiación solar, sino también de la redistribución del calor por las corrientes oceánicas y de aire.