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3.6: Wärmehaushalt an der Erdoberfläche - Geowissenschaften

3.6: Wärmehaushalt an der Erdoberfläche - Geowissenschaften


Bisher haben Sie die Wärmebilanz für ein Luftvolumen untersucht, wobei das Volumen fest (Euler) oder bewegt (Lagrange) war. Netto-Ungleichgewichte des Wärmeflusses verursachten eine Erwärmung oder Abkühlung der Luft im Volumen.

Aber was passiert an der Erdoberfläche, die unendlich dünn ist und somit kein Volumen hat? In dieser Schicht kann keine Wärme gespeichert werden. Daher muss die Summe aller ein- und ausgehenden Wärmeströme exakt ausgeglichen sein. Der Nettofluss an der Oberfläche muss Null sein.

Erinnern Sie sich daran, dass Flüsse als positiv für nach oben gerichtete Wärme definiert sind, unabhängig davon, ob sich diese Flüsse im Boden oder in der Atmosphäre befinden.

Relevante Flussmittel an der Oberfläche sind:

F* = Nettostrahlung zwischen sfc. & Atmosphäre. (Kapitel 2)

FH = effektiver turbulenter Oberflächenwärmestrom (der sensible Wärmestrom)

FE = effektiver oberflächlicher latenter Wärmestrom durch Verdunstung oder Kondensation (Betauung)

FG = molekulare Wärmeleitung zu/von tiefer unter der Oberfläche (z. B. Boden, Ozeane).

Die Oberflächenbilanz für dynamische Wärmeströme (in Einheiten von W m–2) ist:

( egin{align} 0=mathbb{F}^{*}+mathbb{F}_{H}+mathbb{F}_{E}-mathbb{F}_{G} tag{3.52}end{ausrichten})

Wenn du durch teilstLuft·Cp um das Gleichgewicht in kinematischer Form zu erhalten (in Einheiten von K m s–1), Das Ergebnis ist:

( egin{align}0=F^{*}+F_{H}+F_{E}-F_{G} ag{3.53}end{align})

Die ersten 3 Terme rechts sind Flüsse zwischen der Oberfläche und der Luft über. Der letzte Term liegt zwischen der Oberfläche und der Erde unten (daher das – Zeichen).

Beispiele für diese Flüsse und ihre Vorzeichen sind in Abbildung 3.9 für verschiedene Oberflächen und für Tag vs. Nacht skizziert. Für einen bewässerten Rasen oder eine bewässerte Kulturpflanze ist das typische Tageszyklus (tägliche Entwicklung) der Oberflächenflüsse ist in Abbildung 3.10 skizziert. Im Wesentlichen ist die Nettostrahlung F* ein externer Antrieb, der die anderen Flüsse antreibt.

Eine grobe Näherung erster Ordnung für den dynamischen Wärmefluss in den Boden ist

( egin{align}mathbb{F}_{G} approx X cdot mathbb{F}^{*} ag{3,54}end{align})

mit einem entsprechenden kinematischen Wärmestrom von:

( egin{align}F_{G} approx X cdot F^{*} ag{3,55}end{align})

mit Faktor X = (0,1, 0,5) für (Tag, Nacht).

Es gibt verschiedene Möglichkeiten, die anderen Terme in Gl. (3,52 oder 3,53). Für den effektiven sensiblen Oberflächenwärmestrom können die bereits diskutierten Volumenübertragungsbeziehungen (Gl. 3.34 bis 3.37) verwendet werden. Für den latenten Wärmefluss an der Oberfläche werden im Kapitel Wasser-Dampf ähnliche Volumenübertragungsgleichungen angegeben. Eine andere Möglichkeit, latente und fühlbare Wärmeströme an der Oberfläche abzuschätzen, ist die Verwendung des Bowen-Verhältnisses, das als nächstes beschrieben wird.

Definiere a Bowen-Verhältnis, B, als fühlbarer Oberflächenwärmestrom geteilt durch latenten Oberflächenwärmestrom:

( egin{align}B=frac{mathbb{F}_{H}}{mathbb{F}_{E}}=frac{F_{H}}{F_{E}} tag{3.56}end{align})

Typische Werte sind: 10 für trockene Standorte, 5 für semiaride Standorte, 0,5 über trockeneren Savannen, 0,2 über feuchtem Ackerland und 0,1 über Ozeanen und Seen.

In der atmosphärischen Oberflächenschicht (die unteren 10 bis 25 m der Troposphäre) hängt der effektive fühlbare Wärmefluss an der Oberfläche von ∆θ/∆z – dem Potential-Temperatur-Gradienten – ab. Nämlich FH = –KH·∆θ/∆z , wobei KH ist ein Wirbeldiffusionsfähigkeit für Wärme (siehe Kapitel Atmos. Grenzschicht) ist z die Höhe über dem Boden, und das negative Vorzeichen sagt aus, dass der Wärmefluss den lokalen Gradienten (von heißer zu kalter Luft) entlang fließt.

Beispielanwendung

Bei einer Nettostrahlung von –800 W·m–2 an der Oberfläche über einer Wüste, dann finden Sie spürbare, latente und Bodenflüsse.

Finde die Antwort

Gegeben: F* = –800 W·m–2 B = 10 für Trockengebiete

Finden: FH, FE und FG = ? W·m–2

Da negatives F* Tag impliziert, verwenden Sie X = 0.1 in Gl. (3.54): FG = 0,1· F* = 0,1· (–800 W·m–2 ) = –80 W·m–2

Gl. (3.52 & 3.56) können manipuliert werden, um Folgendes zu geben:

FE = (FG – F*) / (1 + B)

FH = B·(FG – F*) / (1 + B)

So,

FE= (–80 + 800 W·m–2) / (1 + 10) = 65,5 W·m–2

FH= 10·(–80 + 800 W·m–2) / (1 + 10) = 654,5 W·m–2

Prüfen: Physik und Einheiten sind vernünftig. Außerdem sollten wir bestätigen, dass das Ergebnis ein ausgeglichenes Energiebudget ergibt. Wende also Gl. (3.52):

0 = F* + FH + FE – FG ???

0 = –800 + 654,5 + 65,5 + 80 W·m–2 Wahr.

Exposition: Obwohl auf der vorherigen Seite typische Werte für das Bowen-Verhältnis angegeben wurden, hängt der tatsächliche Wert für einen bestimmten Oberflächentyp von so vielen Faktoren ab, dass es praktisch nutzlos ist, wenn Sie versuchen, die Bowen-Verhältnis-Methode zu verwenden vorhersagen Oberflächenflüsse. Der in der Abbildung unten und in Gl. (3,58 - 3,63) erfordert keine a-priori-Schätzung des Bowen-Verhältnisses. Daher ist dieser Feldansatz ziemlich genau für Messung Oberflächenflüsse, außer bei Sonnenaufgang und Sonnenuntergang.

Ein analoger Ausdruck für den effektiven Oberflächenfeuchtefluss ist FWasser = –KE·∆r/∆z , wobei das Mischungsverhältnis r im nächsten Kapitel als Masse des in jedem kg trockener Luft enthaltenen Wasserdampfs definiert ist. Nähert man sich der Wirbeldiffusionsfähigkeit für Feuchtigkeit, KE, als gleich dem für Wärme und wenn die vertikalen Gradienten über dieselbe Luftschicht ∆z gemessen werden, können Sie das Bowen-Verhältnis schreiben als:

( egin{align}B=gamma cdot frac{Updelta heta}{Updelta r} ag{3,57}end{align})

Für ein psychrometrische Konstante definiert als γ = Cp/Lv = 0,4 (gWasserdampf/kgLuft)·K–1.

Gl. (3.57) ist für die Feldarbeit interessant, da die schwer messbaren Flüsse durch einfach messbare mittlere Temperatur- und Feuchteunterschiede ersetzt wurden. Nämlich, wenn Sie einen kurzen Turm in der Oberflächenschicht errichten und einsetzen Thermometer in zwei verschiedenen Höhen und Montage Hygrometer (zum Messen der Luftfeuchtigkeit) auf den gleichen zwei Höhen (Abbildung 3.11), dann können Sie B berechnen. Vergessen Sie nicht, die Temperaturdifferenz in die Potential-Temperaturdifferenz umzurechnen: ∆θ = T2 – T1 + (0,0098 Km–1)·(z2 – z1).

Mit etwas Algebra können Sie Gl. (3,57, 3,56, 3,54 und 3,52), um den effektiven sensiblen Oberflächenwärmestrom in dynamischen Einheiten (W m–2) als Funktion der Nettostrahlung:

( egin{align} mathbb{F}_{H}=frac{-0.9 cdot mathbb{F}^{*}}{frac{Updelta r}{gammacdotUpdelta heta}+1} ag{3.58}end{align})

oder kinematische Einheiten (K m s–1):

( egin{align} F_{H}=frac{-0.9 cdot F^{*}}{frac{Updelta r}{gammacdotUpdelta heta}+1} ag{ 3.59}end{ausrichten})

Etwas mehr Algebra ergibt den latenten Wärmestrom (W m–2) verursacht durch die Bewegung von Wasserdampf zur oder von der Oberfläche:

( egin{align}mathbb{F}_{E}=frac{-0,9 cdot mathbb{F}^{*}}{frac{gamma cdot Updelta heta}{ Delta r}+1} ag{3.60}end{align})

oder in kinematischen Einheiten (K m s–1):

( egin{align}F_{E}=frac{-0,9 cdot F^{*}}{frac{gamma cdot Updelta heta}{Updelta r}+1} ag{ 3.61}end{ausrichten})

Das nächste Kapitel zeigt, wie man latente Wärmestromwerte in Waver-Dampf-Flüsse umwandelt.

Wenn Sie einen sensiblen Wärmefluss aus Gl. (3,58 oder 3,59), dann lässt sich der latente Wärmestrom leicht ermitteln aus:

( egin{align}mathbb{F}_{E}=-0.9 cdot mathbb{F}^{*}-mathbb{F}_{H} ag{3.62}end{align })

oder

( egin{align}F_{E}=-0.9 cdot F^{*}-F_{H} ag{3.63}end{align})

Beispielanwendung

Ein Bowen-Ratio-Feldstandort beobachtet Folgendes:

Indexz (m)T (°C)r (gDampf/kgLuft)
215167
112012

mit, F* = –650 W·m–2 . Finden Sie alle Oberflächenflüsse.

Finde die Antwort

Gegeben: Info oben.

Gesucht: dynamische Oberflächenflüsse (W·m–2) FE , FH , FG = ?

Der erste Schritt besteht darin, ∆θ zu finden:

= T2 – T1 + (0,0098 Km–1)·(z2 – z1) = 16 K – 20 K + (0,0098 K m–1)·(15m – 1m) = –4 K + 0,137 K = –3,86 K

Gl. anwenden. (3.58)

(mathbb{F}_{H}=frac{-0.9 cdotleft(-650 mathrm{W} cdotmathrm{m}^{-2} ight)}{frac{ links(-5 mathrm{g}_{mathrm{vap}} / mathrm{kg}_{mathrm{Luft}} ight)}{left[0,4left(mathrm{g}_{ mathrm{vap}} / mathrm{kg}_{mathrm{Luft}} ight) cdot mathrm{K}^{-1} ight] cdot(-3,86 mathrm{K})} +1})

FH = 138 W·m–2.

Wende als nächstes Gl. (3.62):

FE = –0,9·F* – FH = –0,9·(–650 W·m–2) – 138. W·m–2 = 447 W·m–2

Wende schließlich Gl. (3.54): FG = 0,1·F* = –65 W·m–2.

Prüfen: Physik und Einheiten sind angemessen. Außerdem summieren sich alle Flussterme zu Null, wodurch das Gleichgewicht überprüft wird.

Exposition: Das resultierende Bowen-Verhältnis beträgt B = 138/447 = 0,31, was darauf hindeutet, dass es sich bei dem Standort um bewässertes Ackerland handelt.


Was ist das Energiebudget der Erde?

Die Energiebilanz der Erde hängt von der ein- und ausgehenden Energie der Sonne ab.

Der Begriff „Energiehaushalt der Erde“ wurde geprägt, um sich auf die Energie zu beziehen, die der Planet von der Sonne erhält, auf der ganzen Erde verwendet und dann in den Weltraum zurückgeschickt wird. Die Sonne liefert die gesamte Energie, die in der Erde verwendet wird, obwohl der größte Teil der Sonnenenergie nie die Oberfläche des Planeten erreicht. Die Wärme, die die Erde erhält, fließt in fünf verschiedene Komponenten der Umwelt ein: Lebewesen wie Pflanzen und Tiere, die Erdkruste, die Gewässer der Erde, die Atmosphäre und das Eis. Aufgrund der Form des Planeten ist die Energiemenge, die auf die Erdoberfläche trifft, erheblich ungleichmäßig, wobei einige Gebiete wesentlich mehr Wärme aufnehmen als andere. Die Form der Erde macht es auch so, dass die Polargebiete deutlich weniger Wärme erhalten als die näher am Äquator gelegenen Regionen. Wissenschaftliche Untersuchungen haben gezeigt, dass jeder Quadratmeter der Erdoberfläche etwa 240 Watt Energie von der Sonne aufnimmt und wieder abgibt. Die von der Erde aufgenommene und in den Weltraum zurückgestrahlte Wärmeenergiemenge ist nahezu ausgeglichen, wobei sich die Erde fast einem Strahlungsgleichgewicht nähert.


Sondierungsfrage: Was erwärmt den Erdkern?

Obwohl wir Krustenbewohner auf angenehm kühlem Boden laufen, ist die Erde unter unseren Füßen ein ziemlich heißer Ort. Das Innere des Planeten strahlt genug Wärme aus, um 200 Tassen kochend heißen Kaffee pro Stunde für jeden der 6,2 Milliarden Erdbewohner zuzubereiten, sagt Chris Marone, Professor für Geowissenschaften an der Penn State University. Im Zentrum wird angenommen, dass die Temperaturen 11.000 Grad Fahrenheit übersteigen, heißer als die Oberfläche der Sonne.

Ein Querschnitt der Erde zeigt drei konzentrische Schichten. Außen herum eine dünne, harte Kruste mit einer Dicke von 10 bis 100 Kilometern. Darunter ein 2.900 Kilometer dicker Mantel in Form eines Donuts. Anstelle von Teig besteht es aus zähflüssigem, geschmolzenem Gestein, das im geologischen Zeitmaßstab sehr langsam fließt. „Es bewegt sich so schnell, wie Ihre Fingernägel wachsen“, erklärt Marone.

Im Zentrum der Erde liegt ein zweiteiliger Kern. "Der innere Teil hat ungefähr die Größe unseres Mondes", sagt Marone, "und hat eine Dichte von im Wesentlichen Stahl." Der äußere Kern, der ihn umgibt, ist ein 2.300 Kilometer dicker Ozean aus flüssigem Metall. Die Rotation der Erde lässt diesen Ozean fließen und wirbeln, und das sich bewegende Metall erzeugt das Magnetfeld des Planeten.

Der größte Teil der Erdwärme wird im Erdmantel gespeichert, sagt Marone, und es gibt vier Quellen, die sie warm halten. Erstens ist da die Hitze, die übrig bleibt, als die Schwerkraft zum ersten Mal einen Planeten aus der Wolke heißer Gase und Partikel im vorirdischen Raum kondensierte. Als die geschmolzene Kugel vor etwa 4 Milliarden Jahren abkühlte, verhärtete sich die Außenseite und bildete eine Kruste. Der Mantel kühlt noch ab.

"Wir glauben jedoch nicht, dass diese ursprüngliche Wärme einen großen Teil der Erdwärme ausmacht", sagt Marone. Sie trage nur 5 bis 10 Prozent der Gesamtmenge bei, "ungefähr so ​​viel wie Gravitationswärme".

Zur Erklärung der Gravitationswärme beschwört Marone erneut das Bild der heißen, frisch geformten Erde herauf, die keine gleichbleibende Dichte aufwies. In einem gravitativen Sortierprozess, der Differenzierung genannt wird, wurden die dichteren, schwereren Teile in die Mitte gezogen und die weniger dichten Bereiche nach außen verschoben. Die dabei entstehende Reibung erzeugte erhebliche Wärme, die wie die ursprüngliche Wärme noch nicht vollständig abgeführt wurde.

Dann gibt es latente Wärme, sagt Marone. Dieser Typ entsteht aus der Ausdehnung des Kerns, wenn die Erde von innen nach außen abkühlt. So wie gefrierendes Wasser zu Eis wird, wird dieses flüssige Metall fest – und fügt dabei Volumen hinzu. "Der innere Kern wird alle tausend Jahre um etwa einen Zentimeter größer", sagt Marone. Die durch diese Expansion freigesetzte Wärme sickert in den Mantel.

Trotzdem, sagt Marone, wird der überwiegende Teil der Wärme im Erdinneren – bis zu 90 Prozent – ​​durch den Zerfall radioaktiver Isotope wie Kalium 40, Uran 238, 235 und Thorium 232 im Erdmantel angeheizt. Diese Isotope strahlen Wärme ab, während sie überschüssige Energie abgeben und sich in Richtung Stabilität bewegen. "Die durch diese Strahlung verursachte Wärmemenge ist fast gleich der gemessenen Gesamtwärme, die von der Erde ausgeht."

Radioaktivität ist nicht nur im Erdmantel vorhanden, sondern auch in den Gesteinen der Erdkruste. Marone erklärt zum Beispiel, dass ein 1-Kilogramm-Granitblock auf der Oberfläche durch radioaktiven Zerfall eine winzige, aber messbare Wärmemenge abgibt (ungefähr so ​​viel wie eine 0,000000001 Watt-Glühbirne).

Das mag nicht viel erscheinen. Aber angesichts der Weite des Mantels summiert sich das, sagt Marone.

Irgendwann in Milliarden von Jahren, sagt er voraus, könnten Kern und Mantel genug abkühlen und erstarren, um auf die Kruste zu treffen. Wenn das passiert, wird die Erde ein kalter, toter Planet wie der Mond.

Lange vor einem solchen Ereignis wird sich die Sonne jedoch wahrscheinlich zu einem roten Riesenstern entwickelt und groß genug geworden sein, um unseren schönen Planeten zu verschlingen. An diesem Punkt wird die im Mantel verbleibende Wärme kaum noch von Bedeutung sein.


Heizungsungleichgewichte

Dreihundertvierzig Watt pro Quadratmeter einfallender Sonnenenergie ist eine globale durchschnittliche Sonnenstrahlung, die in Raum und Zeit variiert. Die jährliche Menge der einfallenden Sonnenenergie variiert erheblich von tropischen Breiten bis zu polaren Breiten (beschrieben auf Seite 2). In mittleren und hohen Breiten schwankt er auch stark von Saison zu Saison.

Das Gipfel Energie, die in verschiedenen Breitengraden aufgenommen wird, ändert sich im Laufe des Jahres. Diese Grafik zeigt, wie sich die an jedem Tag des Jahres am lokalen Mittag empfangene Sonnenenergie mit dem Breitengrad ändert. Am Äquator (graue Linie) ändert sich die Spitzenenergie das ganze Jahr über nur sehr wenig. In hohen nördlichen (blauen Linien) und südlichen (grünen) Breiten ist der jahreszeitliche Wechsel extrem. (NASA-Illustration von Robert Simmon.)

Wenn die Rotationsachse der Erde in Bezug auf ihre Umlaufbahn um die Sonne vertikal wäre, wäre das Wärmeungleichgewicht zwischen Äquator und den Polen das ganze Jahr über gleich groß, und die Jahreszeiten, die wir erleben, würden nicht auftreten. Stattdessen ist die Erdachse um etwa 23 Grad aus der Vertikalen geneigt. Wenn die Erde die Sonne umkreist, führt die Neigung dazu, dass eine Hemisphäre und dann die andere mehr direktes Sonnenlicht erhält und längere Tage hat.

Das gesamt Energie, die täglich an der Spitze der Atmosphäre empfangen wird, hängt vom Breitengrad ab. Die höchsten täglichen Energiemengen (blassrosa) treten im Sommer in hohen Breiten auf, wenn die Tage lang sind, und nicht am Äquator. Im Winter erhalten einige polare Breiten überhaupt kein Licht (schwarz). Die südliche Hemisphäre erhält im Dezember (südlicher Sommer) mehr Energie als die nördliche Hemisphäre im Juni (nördlicher Sommer), da die Erdumlaufbahn kein perfekter Kreis ist und die Erde während dieses Teils ihrer Umlaufbahn etwas näher an der Sonne ist. Die empfangene Gesamtenergie reicht von 0 (im Polarwinter) bis etwa 50 (im Polarsommer) Megajoule pro Quadratmeter und Tag.

In der „Sommerhalbkugel&rdquo bedeutet die Kombination aus mehr direktem Sonnenlicht und längeren Tagen, dass der Pol mehr einfallendes Sonnenlicht erhält als in den Tropen, aber in der Winterhalbkugel erhält er keine. Obwohl die Beleuchtung an den Polen im Sommer zunimmt, reflektieren strahlend weißer Schnee und Meereis einen erheblichen Teil des einfallenden Lichts und reduzieren so die potenzielle Sonnenwärme.

Wie viel Sonnenlicht die Erde absorbiert, hängt vom Reflexionsvermögen der Atmosphäre und der Erdoberfläche ab. Diese Satellitenkarte zeigt die reflektierte Sonnenstrahlung (Watt pro Quadratmeter) im September 2008. Entlang des Äquators reflektierten Wolken einen Großteil des Sonnenlichts, während der blasse Sand der Sahara die hohe Reflektivität in Nordafrika verursachte. Keiner der Pole empfängt zu dieser Jahreszeit viel einfallendes Sonnenlicht, sodass sie wenig Energie reflektieren, obwohl beide eisbedeckt sind. (NASA-Karte von Robert Simmon, basierend auf CERES-Daten.)

Die Unterschiede im Reflexionsvermögen (Albedo) und Sonneneinstrahlung auf verschiedenen Breitengraden führen zu Netto-Heizungsungleichgewichten im gesamten Erdsystem. An jedem Ort der Erde ist die Nettowärme die Differenz zwischen der Menge des einfallenden Sonnenlichts und der Wärmemenge, die von der Erde in den Weltraum abgestrahlt wird (mehr zu diesem Energieaustausch siehe Seite 4). In den Tropen gibt es einen Nettoenergieüberschuss, weil die absorbierte Menge an Sonnenlicht größer ist als die abgestrahlte Wärmemenge. In den Polarregionen besteht jedoch ein jährliches Energiedefizit, da die in den Weltraum abgestrahlte Wärmemenge größer ist als die absorbierte Sonneneinstrahlung.

Diese Karte der Nettostrahlung (einfallendes Sonnenlicht minus reflektiertes Licht und ausgehende Wärme) zeigt globale Energieungleichgewichte im September 2008, dem Monat der Tagundnachtgleiche. Gebiete rund um den Äquator absorbierten im Durchschnitt etwa 200 Watt pro Quadratmeter mehr (orange und rot) als sie reflektierten oder abstrahlten. Bereiche in der Nähe der Pole reflektierten und/oder strahlten etwa 200 Watt mehr pro Quadratmeter (grün und blau) als sie absorbierten. Die mittleren Breiten waren ungefähr im Gleichgewicht. (NASA-Karte von Robert Simmon, basierend auf CERES-Daten.)

Das Netto-Heizungsungleichgewicht zwischen Äquator und Polen treibt eine atmosphärische und ozeanische Zirkulation an, die Klimawissenschaftler als „Wärmekraftmaschine“ beschreiben. (In unserer alltäglichen Erfahrung assoziieren wir das Wort Motor mit Autos, aber mit einem Wissenschaftler, einem Motor ist ein Gerät oder System, das Energie in Bewegung umwandelt.) Das Klima ist ein Motor, der Wärmeenergie nutzt, um die Atmosphäre und den Ozean in Bewegung zu halten. Verdunstung, Konvektion, Regen, Winde und Meeresströmungen sind alle Teil der Wärmekraftmaschine der Erde.


2 Schätzung der Variationen des Wärmeverlusts im Mantel

Für die heutige Zeit wird der gesamte Oberflächenwärmeverlust der Erde auf 46 TW geschätzt. Davon werden 29 TW der Abkühlung der ozeanischen Kruste zugeschrieben (im Folgenden „ozeanischer Wärmeverlust“), 3 TW werden über Plumes an die Oberfläche abgegeben und 14 TW repräsentieren den Wärmeverlust von den Kontinenten (Jaupart et al., 2015). Die kontinentale Komponente von 14 TW umfasst 8 TW radiogener Wärme, die in der kontinentalen Kruste und Lithosphäre produziert wird. Hier schätzen wir Änderungen des Wärmeflusses, der vom Mantel durch die ozeanische und kontinentale Lithosphäre geleitet wird (derzeit 35 TW der 3 TW Plume-Wärmestrom wird gemäß der Beschreibung im erweiterten Methodenteil, Begleitinformation Text S1) separat behandelt. Wir konzentrieren uns insbesondere auf den ozeanischen Wärmeverlust, da er sowohl die größte Komponente ist, große räumliche und zeitliche Schwankungen aufweist als auch direkt aus tektonischen Rekonstruktionen des vergangenen Meeresbodens geschätzt werden kann.

Wir berechnen den ozeanischen Wärmeverlust (QOzean) aus dem Erdmantel durch Anwendung der Alter-Wärmefluss-Beziehung (siehe Text S1) von Hasterok ( 2013 ) auf Paläo-Meeresboden-Altersgitter, die bis 400 Ma zurückreichen, erzeugt mit der Methode von Karlsen et al. (2020). Die Plattenrekonstruktion, die verwendet wurde, um diese Altersraster zu erzeugen, war die aktualisierte Version von Matthews et al. ( 2016 ), das Korrekturen für den Pazifik enthält, nachdem Torsvik et al. (2019). Mantelwärmeverlust durch die kontinentale Lithosphäre (QFortsetzung) wird mit 6 TW angenommen, gleichmäßig über das kontinentale Gebiet verteilt. Beachten Sie, dass dies die 8 TW der radiogenen Wärmeproduktion in der Kruste und im lithosphärischen Mantel ausschließt (Jaupart et al., 2015). Obwohl der Wärmeverlust des Mantels durch die Kontinente (∼6 TW) mit der Zeit variieren kann, sind die Amplituden seiner Variationen wahrscheinlich klein im Vergleich zu dem mehr als viermal größeren ozeanischen Wärmestrom (∼29 TW heute). Momentaufnahmen der resultierenden globalen Wärmeverlustnetze, die die letzten 400 Myr abdecken, sind in Abbildung 1a gezeigt. Beachten Sie die starke Zeitabhängigkeit und dass der heutige Wärmeverlust durch den Erdmantel ein absolutes Minimum für den Zeitraum von 400–0 Ma darstellt, nachdem er in der Vergangenheit bis zu 15 TW höher gewesen war (Abbildung 1b). Diese Variationen werden durch Veränderungen der Altersflächenverteilung des Meeresbodens (Abbildung 1c) getrieben, die durch Fluktuationen der Ausbreitungs- und Subduktionsraten des Meeresbodens während des Superkontinentzyklus verursacht werden (z. B. East et al., 2020 Karlsen et al. , 2019a). Dies unterstreicht die Notwendigkeit einer langen Zeitreihe (idealerweise über einen kompletten Superkontinentzyklus) des Wärmeflusses, um robuste Langzeitmittelwerte abzuleiten. Basierend auf der 400 Myr Rekonstruktion des Meeresbodenalters schätzen wir den zeitgemittelten Wert für den ozeanischen Wärmeverlust auf 36,6 TW (Abbildung 1b), was 25 % höher ist als der heutige Wert von ∼ 29 TW (Abbildung 1b). . Das heutige Tief des ozeanischen Wärmeflusses wurde auch schon früher festgestellt, allerdings basierend auf deutlich kürzeren Zeitverläufen (Crameri et al., 2019 Loyd et al., 2007).

Um räumliche Variationen des zeitintegrierten Oberflächenwärmeverlusts zu untersuchen, haben wir den gesamten Wärmeverlust berechnet, der über die letzten 400 Myr akkumuliert wurde (Abbildungen 2a und 2b). Unsere Ergebnisse zeigen, dass der Wärmeverlust aus dem Mantel selbst über die Zeitskala von mehreren hundert Millionen Jahren alles andere als einheitlich ist. Beispielsweise hat die Region des Pazifiks über der großen Low-Shear-Velocity-Provinz (LLSVP) „Jason“ 2–3 Mal so viel Wärme verloren wie die Region über „Tuzo“, der afrikanischen LLSVP (Abbildung 2b). Dies liegt zum Teil an der zeitabhängigen Verteilung der kontinentalen Massen und der Montage von Pangäa über Tuzo, die den Mantel unter Pangäa isolierte, den Pazifik jedoch durch Zyklen der ozeanischen Lithosphäre einer schnelleren Abkühlung „ausgesetzt“ ließ, und zum Teil an der Beständigkeit von sich schnell ausbreitenden Bergrückensystemen (jetzt der East Pacific Rise), die über Jason positioniert sind. Beachten Sie jedoch, dass die Position der Rücken im Pazifischen-Panthalassischen Ozean vor ∼150 Ma vollständig abgeleitet wird (Torsvik et al., 2019). Wir werden später auf diese Einschränkung zurückkommen.

Der pazifische Mantelbereich hat in den letzten 400 Millionen Jahren deutlich mehr Wärme verloren als der afrikanische. (a) Kumulierter Wärmeverlust des Mantels (ozeanisch + kontinental) über die letzten 400 Myr. Regionen über dem pazifischen und afrikanischen LLSVPs (Jason und Tuzo), mit Kanten definiert nach Torsvik et al. ( 2010 ), werden mit blauen und orangefarbenen Linien dargestellt. Gestrichelte, helle Meridiane weisen auf die Trennung der pazifischen und afrikanischen Hemisphäre hin. (b) Der äquatoriale Schnitt (magentafarbene Linie) zeigt Längsvariationen des Wärmeverlusts, und Mittelwerte (schwarze Linie) aus einem Bereich innerhalb von 30° des Äquators zeigen glattere Variationen. Balken zeigen die ungefähren gegenwärtigen Positionen der LLSVPs Jason und Tuzo und die vergangene Position von Pangaea an.


Inhalt

Trotz der enormen Energieübertragungen in die und von der Erde behält sie eine relativ konstante Temperatur bei, da es insgesamt wenig Nettogewinn oder -verlust gibt: Die Erde emittiert über atmosphärische und terrestrische Strahlung (zu längeren elektromagnetischen Wellenlängen verschoben) in den Weltraum ungefähr die gleiche Energiemenge, die es durch Sonneneinstrahlung (alle Formen elektromagnetischer Strahlung) erhält.

Um die der Erde zu quantifizieren Wärmebudget oder Wärmebilanz, lassen Sie die Sonneneinstrahlung am oberen Rand der Atmosphäre 100 Einheiten (100 Einheiten = ca. 1.360 Watt pro Quadratmeter mit Blick auf die Sonne) betragen, wie in der beiliegenden Abbildung gezeigt. Die Albedo der Erde genannt, werden etwa 35 Einheiten zurück in den Weltraum reflektiert: 27 von der Spitze der Wolken, 2 von schnee- und eisbedeckten Gebieten und 6 von anderen Teilen der Atmosphäre. Die 65 verbleibenden Einheiten werden absorbiert: 14 in der Atmosphäre und 51 von der Erdoberfläche. Diese 51 Einheiten werden in Form von terrestrischer Strahlung in den Weltraum abgestrahlt: 17 direkt in den Weltraum und 34 von der Atmosphäre absorbiert (19 durch latente Kondensationswärme, 9 durch Konvektion und Turbulenz und 6 direkt absorbiert). Die 48 von der Atmosphäre absorbierten Einheiten (34 Einheiten aus terrestrischer Strahlung und 14 aus Sonneneinstrahlung) werden schließlich in den Weltraum zurückgestrahlt. Diese 65 Einheiten (17 vom Boden und 48 von der Atmosphäre) gleichen die 65 von der Sonne absorbierten Einheiten aus, um einen Netto-Energiegewinn der Erde von null zu erhalten. [6]

Eingehende Strahlungsenergie (Kurzwelle) Bearbeiten

Die Gesamtenergiemenge, die pro Sekunde an der Spitze der Erdatmosphäre (TOA) empfangen wird, wird in Watt gemessen und ergibt sich aus der Sonnenkonstante mal der der Strahlung entsprechenden Querschnittsfläche der Erde. Da die Oberfläche einer Kugel das Vierfache der Querschnittsfläche einer Kugel (d. h. die Fläche eines Kreises) beträgt, beträgt der durchschnittliche TOA-Fluss ein Viertel der Sonnenkonstante und damit ungefähr 340 W/m 2 . [1] [7] Da die Absorption mit dem Standort sowie mit täglichen, saisonalen und jährlichen Schwankungen variiert, handelt es sich bei den angegebenen Zahlen um langfristige Mittelwerte, die typischerweise aus mehreren Satellitenmessungen gemittelt werden. [1]

340 W/m 2 der von der Erde empfangenen Sonnenstrahlung, durchschnittlich

77 W/m 2 wird von Wolken und der Atmosphäre zurück in den Weltraum reflektiert und

23 W/m 2 werden von der Oberflächenalbedo reflektiert und hinterlassen

240 W/m 2 solarer Energieeintrag in den Energiehaushalt der Erde. Dies gibt der Erde eine mittlere Netto-Albedo (insbesondere ihre Bond-Albedo) von 0,306. [1]

Innere Wärme der Erde und andere kleine Effekte Bearbeiten

Der geothermische Wärmestrom aus dem Erdinneren wird auf 47 Terawatt geschätzt [8] und verteilt sich ungefähr zu gleichen Teilen auf radiogene Wärme und Restwärme der Erdformation. Das sind 0,087 Watt/Quadratmeter, was nur 0,027% des gesamten Energiehaushalts der Erde an der Oberfläche ausmacht, der von 173.000 Terawatt einfallender Sonnenstrahlung dominiert wird. [9]

Die menschliche Energieproduktion ist mit geschätzten 18 TW sogar noch geringer. [ Zitat benötigt ]

Die Photosynthese hat einen größeren Effekt: Die photosynthetische Effizienz wandelt bis zu 2% des Sonnenlichts, das auf Pflanzen trifft, in Biomasse um. 100 bis 140 [10] TW (oder etwa 0,08 %) der anfänglichen Energie werden durch Photosynthese eingefangen und geben den Pflanzen Energie. [ Klärung nötig ]

Andere kleinere Energiequellen werden bei diesen Berechnungen normalerweise ignoriert, einschließlich der Akkretion von interplanetarem Staub und Sonnenwind, Licht von anderen Sternen als der Sonne und der Wärmestrahlung aus dem Weltraum. Zuvor hatte Joseph Fourier in einem Papier, das oft als erstes über den Treibhauseffekt zitiert wurde, behauptet, dass die Strahlung des Weltraums von Bedeutung sei. [11]

Langwellige Strahlung Bearbeiten

Langwellige Strahlung wird normalerweise als ausgehende Infrarotenergie definiert, die den Planeten verlässt. Allerdings absorbiert die Atmosphäre zunächst Teile oder Wolkendecke kann Strahlung reflektieren. Im Allgemeinen wird Wärmeenergie zwischen den Oberflächenschichten des Planeten (Land und Ozean) in die Atmosphäre transportiert, über Evapotranspiration und latente Wärmeflüsse oder Leitungs-/Konvektionsprozesse. [1] Letztlich wird Energie in Form von langwelliger Infrarotstrahlung zurück in den Weltraum abgestrahlt.

Jüngste Satellitenbeobachtungen weisen auf zusätzlichen Niederschlag hin, der durch eine erhöhte Energie, die die Oberfläche durch Verdunstung verlässt (den latenten Wärmefluss), aufrechterhalten wird und den Anstieg des langwelligen Flusses zur Oberfläche ausgleicht. [12]

Wenn der eingehende Energiefluss nicht gleich dem ausgehenden Energiefluss ist, wird dem Planeten Nettowärme hinzugefügt oder vom Planeten verloren (wenn der eingehende Fluss größer bzw. kleiner als der ausgehende ist). Eine zur Veröffentlichung angenommene Studie in Geophysikalische Forschungsbriefe (Juni 2021) berichtete, dass Satellit und vor Ort Beobachtungen zeigen unabhängig voneinander eine ungefähre Verdoppelung des Energieungleichgewichts der Erde]] von Mitte 2005 bis Mitte 2019. [13]

Indirekte Messung Bearbeiten

Ein Ungleichgewicht im Strahlungshaushalt der Erde erfordert, dass Komponenten des Klimasystems die Temperatur im Laufe der Zeit ändern. Der Ozean ist ein effektiver Absorber von Sonnenenergie und hat eine weitaus größere Wärmekapazität als die Atmosphäre. Die Messung der Temperaturänderung ist sehr schwierig, da sie über den kurzen Zeitraum der ARGO-Messungen Milligrad entspricht. Die Änderung des Wärmegehalts des Ozeans (OHC) über die Zeit ist dieselbe Messung wie die Temperaturanomalie über die Zeit.

Die Energiebilanz der Erde kann mit Argo-Schwimmern gemessen werden, indem die Temperaturanomalie oder äquivalent die Ansammlung des Wärmegehalts des Ozeans gemessen wird. Der Wärmegehalt der Ozeane blieb im nördlichen außertropischen Ozean und im tropischen Ozean im Zeitraum 2005-2014 unverändert. Der Wärmegehalt der Ozeane stieg nur im außertropischen südlichen Ozean. [ Zitat benötigt ] Es gibt keinen bekannten Grund dafür, dass der außertropische Südozean zunimmt, während der Wärmegehalt des Ozeans über den Großteil des gemessenen Ozeans konstant bleibt. Die Messung bedarf dringend einer Bestätigung sowohl durch längerfristige Messungen als auch durch eine alternative Methode. Es ist nützlich zu beachten, dass die Anomalie des Meereswärmegehalts der Argo-Schwimmermessung ungefähr 3 x 10 22 Joule beträgt, oder ungefähr drei Tage übermäßiger Sonneneinstrahlung über den Zeitraum von neun Jahren oder weniger als a

0,1% Variation der Sonneneinstrahlung über neun Jahre. [ Zitat benötigt ]

Direkte Messung Bearbeiten

Mehrere Satelliten messen direkt die von der Erde absorbierte und abgestrahlte Energie und schließen so das Energieungleichgewicht ab. Das NASA Earth Radiation Budget Experiment (ERBE)-Projekt umfasst drei solcher Satelliten: den Earth Radiation Budget Satellite (ERBS), gestartet im Oktober 1984 NOAA-9, gestartet im Dezember 1984 und NOAA-10, gestartet im September 1986. [14]

Die Instrumente Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) der NASA sind seit 1998 Teil des Earth Observing System (EOS) der NASA. CERES wurde entwickelt, um sowohl von der Sonne reflektierte (kurze Wellenlänge) als auch von der Erde emittierte (lange Wellenlänge) Strahlung zu messen. [15] Forscher haben Daten von CERES, AIRS, CloudSat, LandSat und anderen EOS-Instrumenten verwendet, um nach Trends des anthropogenen Strahlungsantriebs zu suchen, der in die beobachteten Energieungleichgewichte eingebettet ist. Sie präsentierten ein Modell, das einen Anstieg von +0,53 W m −2 (+/-0,11 W m −2 ) von 2003 bis 2018 zeigt, wobei etwa 20 % von einer Abnahme der reflektierten kurzwelligen Strahlung und der Rest von einer Abnahme der ausgehende langwellige Strahlung. [16] [17] [18]

Die wichtigsten atmosphärischen Gase (Sauerstoff und Stickstoff) sind transparent für einfallendes Sonnenlicht, aber auch transparent für ausgehende Wärmestrahlung (Infrarot). Wasserdampf, Kohlendioxid, Methan und andere Spurengase sind jedoch für viele Wellenlängen der Wärmestrahlung undurchlässig. Die Erdoberfläche strahlt das Nettoäquivalent von 17 Prozent der einfallenden Sonnenenergie in Form von thermischem Infrarot ab. Die Menge, die direkt in den Weltraum entweicht, beträgt jedoch nur etwa 12 Prozent der einfallenden Sonnenenergie. Der restliche Anteil, 5 bis 6 Prozent, wird von Treibhausgasmolekülen von der Atmosphäre aufgenommen. [19]

Wenn Treibhausgasmoleküle thermische Infrarotenergie absorbieren, steigt ihre Temperatur. Diese Gase strahlen dann eine erhöhte Menge an thermischer Infrarotenergie in alle Richtungen ab. Die nach oben abgestrahlte Wärme trifft weiterhin auf Treibhausgasmoleküle, die auch die Wärme absorbieren, und ihre Temperatur steigt und die Wärmemenge, die sie abstrahlen, nimmt zu. Die Atmosphäre wird mit der Höhe dünner, und mit etwa 5–6 Kilometern ist die Konzentration von Treibhausgasen in der darüber liegenden Atmosphäre so gering, dass Wärme in den Weltraum entweichen kann. [19]

Da Treibhausgasmoleküle Infrarotenergie in alle Richtungen abstrahlen, breitet sich ein Teil davon nach unten aus und kehrt schließlich an die Erdoberfläche zurück, wo sie absorbiert wird. Die Oberflächentemperatur der Erde ist damit höher, als wenn sie nur durch direkte Sonnenwärme erwärmt würde. Diese Zusatzheizung ist der natürliche Treibhauseffekt. [19] It is as if the Earth is covered by a blanket that allows high frequency radiation (sunlight) to enter, but slows the rate at which the low frequency infrared radiant energy emitted by the Earth leaves.

A change in the incident radiated portion of the energy budget is referred to as a radiative forcing.

Climate sensitivity is the steady state change in the equilibrium temperature as a result of changes in the energy budget.

Climate forcings and global warming Edit

Climate forcings are changes that cause temperatures to rise or fall, disrupting the energy balance. Natural climate forcings include changes in the Sun's brightness, Milankovitch cycles (small variations in the shape of Earth's orbit and its axis of rotation that occur over thousands of years) and volcanic eruptions that inject light-reflecting particles as high as the stratosphere. Man-made forcings include particle pollution (aerosols) that absorb and reflect incoming sunlight deforestation, which changes how the surface reflects and absorbs sunlight and the rising concentration of atmospheric carbon dioxide and other greenhouse gases, which decreases the rate at which heat is radiated to space.

A forcing can trigger feedbacks that intensify (positive feedback) or weaken (negative feedback) the original forcing. For example, loss of ice at the poles, which makes them less reflective, causes greater absorption of energy and so increases the rate at which the ice melts, is an example of a positive feedback. [20]

The observed planetary energy imbalance during the recent solar minimum shows that solar forcing of climate, although natural and significant, is overwhelmed by anthropogenic climate forcing. [21]

In 2012, NASA scientists reported that to stop global warming atmospheric CO2 content would have to be reduced to 350 ppm or less, assuming all other climate forcings were fixed. The impact of anthropogenic aerosols has not been quantified, but individual aerosol types are thought to have substantial heating and cooling effects. [21]


Lesser Sources

Ordinary hot water is useful for energy even if it isn't suitable for generating electricity. The heat itself is useful in factory processes or just for heating buildings. The entire nation of Iceland is almost completely self-sufficient in energy thanks to geothermal sources, both hot and warm, that do everything from driving turbines to heating greenhouses.

Geothermal possibilities of all these kinds are shown in a national map of geothermal potential issued on Google Earth in 2011. The study that created this map estimated that America has ten times as much geothermal potential as the energy in all of its coal beds.

Useful energy can be obtained even in shallow holes, where the ground isn't hot. Heat pumps can cool a building during summer and warm it during winter, just by moving heat from whichever place is warmer. Similar schemes work in lakes, where dense, cold water lies on the lake bottom. Cornell University's lake source cooling system is a notable example.


3.6: Heat Budget at Earth's Surface - Geosciences

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Heat must be added to liquid water to make it evaporate, and when water vapor is formed, that heat is removed from the ocean and transferred to the atmosphere along with the water vapor.

When water vapor condenses into rain, that heat is then returned to the oceans.

The latent heat is normally expressed as the amount of heat (in units of joules or calories) per mole or unit mass of the substance undergoing a change of state.

For example, when a pot of water is kept boiling, the temperature remains at 100 °C (212 °F) until the last drop evaporates, because all the heat being added to the liquid is absorbed as latent heat of vaporization and carried away by the escaping vapour molecules. Similarly, while ice melts, it remains at 0 °C (32 °F), and the liquid water that is formed with the latent heat of fusion is also at 0 °C. The heat of fusion for water at 0 °C is approximately 334 joules (79.7 calories) per gram, and the heat of vaporization at 100 °C is about 2,230 joules (533 calories) per gram.


Open Research

All the data and software necessary to reproduce our results, obtained as described in Section 2, are publicly available. The plate model used can be downloaded from https://www.earthbyte.org/global-plate-boundary-evolution-and-kinematics-since-the-late-paleozoic/and the code used to calculate the seafloor age grids (Karlsen et al., 2019b ) can be downloaded from http://doi.org/10.5281/zenodo.3687548. This research was funded by the Research Council of Norway's (RCN) Centers of Excellence Project 223272 and RCN project 250111.

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