Тепловой баланс планеты Земля

Теперь, когда мы познакомились с основными превращениями солнечной радиации на Земле, попытаемся построить количественную схему основных приходящих и уходящих потоков тепла, т. е. рассмотрим тепловой баланс земной поверхности, атмосферы и Земли в целом. Для этого воспользуемся расчетами американского геофизика Д. Лондона.

Будем рассматривать средние за год величины потоков тепла. В этом случае такие составляющие теплового баланса, как затраты тепла на нагревание почвы и воды, таяние снега и льда, равны нулю, потому что они, имея разные знаки в теплое и холодное полугодия, компенсируют себя.

Прежде всего для удобства примем общее количество солнечной радиации, поступающей на верхнюю границу всей атмосферы, за 100 условных единиц. Проходя атмосферу, радиация значительно ослабляется. Важную роль в этом играют облака, которые закрывают в среднем около 54% всей поверхности Земли.

Ослабление солнечной радиации при прохождении атмосферы складывается из следующих статей: 1) рассеяние солнечной радиации атмосферой в мировое пространство - 7 единиц; 2) отражение солнечной радиации в мировое пространство от облаков - 24 единицы и 3) поглощение солнечной радиации в атмосфере - 17 единиц (3 единицы поглощает озон, 13 - водяной пар и пыль и 1 единицу - облака). Полное ослабление равно 7 + 24+17 - 48 единиц.

Таким образом, до земной поверхности доходят только 52 единицы прямой и рассеянной солнечной радиации. Из них 4 единицы отражаются обратно в мировое пространство, а остальные 48 единиц поглощаются земной поверхностью и идут на ее нагревание.

В целом, Земля как планета рассеивает и отражает в мировое пространство 7 + 24 + 4 = 35 единиц солнечной радиации, а остальные 17 + 48 =65 единиц поглощает.

Тот факт, что температуры планеты Земля, земной поверхности и атмосферы в отдельности не претерпевают каких-либо изменений от года к году, говорит о том, что они находятся в тепловом равновесии, т. е. планета Земля, а также земная поверхность и атмосфера в отдельности теряют столько же тепла, сколько и получают.

Рассмотрим тепловой баланс земной поверхности. Помимо того, что земная поверхность поглощает 48 единиц солнечной радиации, она получает тепло за счет поглощения 97 единиц инфракрасной радиации, излучаемой атмосферой.

Следовательно, полный приток тепла к земной поверхности равен 145 единицам. В то же время земная поверхность теряет тепло за счет: температурного излучения - σT⁴ = 114 единиц, что соответствует температуре земной поверхности Т ≈ 290 К = 17° С; турбулентного потока тепла - 8 единиц; потока скрытого тепла - 23 единицы. Таким образом, приход тепла к земной поверхности уравновешивает расход тепла ею

В масштабе одного полушария тепловой баланс земной поверхности обычно положителен весной и летом, когда увеличивается количество поглощаемой солнечной радиации, и отрицателен осенью и зимой, когда это количество уменьшается. Именно поэтому температура земной поверхности растет весной и летом и понижается осенью и зимой.

Обратимся к тепловому балансу атмосферы. Она получает тепло за счет: поглощения солнечной радиации - 17 единиц; инфракрасной радиации, излучаемой земной поверхностью, - 108 единиц; турбулентного потока тепла - 8 единиц; потока скрытого тепла конденсации - 23 единицы. Расход тепла атмосферой состоит из 97 единиц инфракрасной радиации, излучаемой атмосферой к земной поверхности, и из 59 единиц, излучаемых атмосферой в мировое пространство. Таким образом, приход тепла к атмосфере уравновешивает расход тепла ею

Теперь о тепловом балансе планеты. Земля как планета получает тепло за счет поглощения солнечной радиации: в атмосфере - 17 единиц; земной поверхностью - 48 единиц. Потери тепла планетой Земля складываются: из проходящего атмосферу и теряемого в мировое пространство инфракрасного излучения земной поверхностью - 0 единиц и из инфракрасной радиации, излучаемой атмосферой непосредственно в мировое пространство,- 59 единиц. В итоге:

При необходимости составляющие теплового баланса можно легко выразить в энергетических единицах. Так, если рассматривается поток тепла для всей Земли за 1 сек., то 100 условных единиц равны произведению солнечной постоянной F на площадь поперечного сечения Земли πR², т.е. 100 усл. ед. = F×πR² = 1,8×10²⁴ эрг. Если рассматривается поток тепла к 1 см² земной поверхности за 1 сек., то 100 усл. ед. равны частному от деления потока тепла для всей Земли F×πR² на площадь всей земной поверхности 4πR², т. е. 100 усл. ед.= F×πR² /4πR² = F/4 = 0,35×10⁶ эрг/см²×сек = 0,500 кал/см²×мин.

Приведенные выше величины составляющих теплового баланса дают представление лишь о тепловом режиме всей Земли в среднем.

А каков же тепловой баланс отдельных широтных зон Земли? Для ответа на этот вопрос в табл. 2 приводятся средние годовые потоки радиации (кал/см²×мин) на верхней границе атмосферы в отдельных широтных зонах северного полушария (по подсчетам Лондона).

Таблица 2

Таблица 2

Данные таблицы показывают, что поток поглощаемой атмосферой и земной поверхностью солнечной радиации быстро уменьшается от экватора к полюсу. Это связано с тем, что поток солнечной радиации зависит от высоты Солнца над горизонтом. Чем выше Солнце над горизонтом, тем больше солнечных лучей падает на данную площадку земной поверхности, тем сильнее оно греет. Полуденная высота Солнца над горизонтом в среднем за год непрерывно уменьшается от экватора к полюсам, что и приводит к отмеченному в таблице уменьшению потока поглощаемой солнечной радиации при движении от экватора к полюсу.

Уходящая в мировое пространство длинноволновая радиация атмосферы и земной поверхности убывает от экватора к полюсам значительно меньше. В результате этого в экваториальных и тропических широтных зонах существует избыточный приток тепла, а в умеренных и полярных зонах - избыточная потеря (дефицит) тепла. В то же время, как показывает последний столбец табл. 2, все полушарие в целом получает тепла столько же, сколько и теряет, т. е. выполняется точный тепловой баланс. В отдельно же взятых широтных зонах приток радиации, как правило, не уравновешивается ее отдачей.

Судя по данным табл. 2, температура в приэкваториальных зонах, в которых имеет место избыточный приток тепла, должна была бы непрерывно, год от года, возрастать, а в умеренных и полярных широтных зонах, в которых наблюдается дефицит тепла,- понижаться. Но этого не происходит. В чем же дело? Почему же в низких широтах не наблюдается роста температуры, а в высоких - ее понижения? Куда же расходуется избыток тепла в приэкваториальных зонах и чем восполняется дефицит его в приполярных зонах?

Ответ на эти вопросы мы получим лишь после того, как ознакомимся с атмосферной циркуляцией и морскими течениями.