Большая Советская энциклопедия - тепловой баланс земли

Тепловой баланс Земли, соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля — атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация, поэтому распределение и соотношение составляющих Т. б. характеризуют её преобразования в этих оболочках.

Т. б. представляют собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (Т. б. земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (Т. б. атмосферы); для такого же столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы или гидросферу (Т. б. системы Земля — атмосфера).

Уравнение Т. б. земной поверхности: R + P + F0 + LE = 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В число этих потоков входит радиационный баланс (или остаточная радиация) R — разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как температура земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный поток тепла F0 наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной теплопроводностью, тогда как в водоёмах теплообмен, как правило, имеет в большей или меньшей степени турбулентный характер. Поток тепла F0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный интервал времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное значение в Т. б. земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу.

Уравнение Т. б. атмосферы имеет вид: Ra + Lr + P + Fa = DW.

Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса Ra; прихода или расхода тепла Lr при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г — сумма осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла Fa, вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение T. б. атмосферы входит член DW, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.

Уравнение Т. б. системы Земля — атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях Т. б., на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.

Средние широтные величины составляющих Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. б. атмосферы приведены в таблицах 1, 2, где величины членов Т. б. считаются положительными, если соответствуют приходу тепла. Так как эти таблицы относятся к средним годовым условиям, в них не включены члены, характеризующие изменения теплосодержания атмосферы и верхних слоев литосферы, поскольку для этих условий они близки к нулю.

Для Земли как планеты, вместе с атмосферой, схема Т. б. представлена на рис. На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см2 в год, из которых около ═отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см2 в год поглощает Земля (стрелка Qs на рис.). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см2 в год; 18 ккал/см2 в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см2 в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q). Атмосфера поглощает 59 ккал/см2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см2 в год (стрелка I), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см2 в год (стрелка Is). Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см2 в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды (кружок LE) и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи (стрелка Р).

Табл. 1. — Тепловой баланс земной поверхности, ккал/см2 год

Широта, градусы

Океаны

Суша

Земля в среднем

R══════LE ═════════Р════Fo

R══════LE══════Р

═R════LE═══════Р═════F0

70—60 северной широты

60—50

50—40

40—30

30—20

20—10

10— 0

0—10 южной широты

10—20

20—30

30—40

40—50

50—60

Земля в целом

23—══33═══—16════26

29—══39═══—16════26

51—══53═══—14════16

83—══86═══—13════16

113—105═══— 9═══════1

119—══99═══— 6═—14

115—══80═══— 4═—31

115—══84═══— 4═—27

113—104═══—5════—4

101—100═══— 7══════6

82—══80═══—9═══════7

57—══55═══—9═══════7

28—══31═══—8══════11

82—══74═══—8═══════0

20═══—14══— 6

30═══—19══—11

45═══—24══—21

60═══—23══—37

69═══—20══—49

71═══—29══—42

72═══—48══—24

72═══—50══—22

73═══—41══—32

70═══—28══—42

62═══—28══—34

41═══—21══—20

31═══—20══—11

49═══—25══—24

21—20══— 9═══════8

30—28═—13═════11

48—38═—17══════7

73—59═—23══════9

96—73═—24══════1

106—81═—15═—10

105—72══— 9═—24

105—76══— 8═—21

104—90═—11═══—3

94—83═—15══════4

80—74═—12══════6

56—53══— 9══════6

28—31══— 8════11

72—60═—12══════0

Данные о составляющих Т. б. используются при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии; они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для эмпирической проверки результатов применения этих моделей. Материалы о Т. б. играют большую роль в изучении изменений климата, их применяют также в расчётах испарения с поверхности речных бассейнов, озёр, морей и океанов, в исследованиях энергетического режима морских течений, для изучения снежных и ледяных покровов, в физиологии растений для исследования транспирации и фотосинтеза, в физиологии животных для изучения термического режима живых организмов. Данные о Т. б. были использованы и для изучения географической зональности в работах советского географа А. А. Григорьева.

Табл. 2. — Тепловой баланс атмосферы, ккал/см2 год

Широта, градусы

Ra

Lr

P

Fa

70—60 северной широты

60—50

50—40

40—30

30—20

20—10

10—0

0—10 южной широты

10—20

20—30

30—40

40—50

50—60

Земля в целом

—70

—60

—60

—69

—82

—83

—76

—74

—76

—74

—71

—64

—57

—72

28

43

47

46

42

70

115

90

74

51

55

61

58

60

9

13

17

23

24

15

9

8

11

15

12

9

8

12

33

4

—4

0

16

—2

—48

—24

—9

8

4

—6

—9

0

Лит.: Атлас теплового баланса земного шара, под ред. М. И. Будыко, М., 1963; Будыко М. И., Климат и жизнь, Л., 1971; Григорьев А. А., Закономерности строения и развития географической среды, М., 1966.

М. И. Будыко.

Большая советская энциклопедия. — М.: Советская энциклопедия

1969—1978