3.3. Тепловой баланс Земли

Земля в целом, атмосфера и земная поверхность находятся в состоянии теплового равновесия. При рассмотрении достаточно длительного промежутка времени, года, нескольких лет и даже более продолжительных отрезков времени, имеет место равновесие между притоком тепла от Солнца и его отдача Землей в космическое пространство.

Для сохранения теплового равновесия Земли в целом необходимо, чтобы приток солнечной радиации на верхнюю границу атмосферы и отдача ее с этой границы были бы равны.

Если рассматривать атмосферу отдельно, то она поглощает как солнечную, так и земную радиацию и одновременно отдает ее и вверх и вниз в различных диапазонах спектра. Кроме радиационного обмена энергией, атмосфера обменивается теплом с поверхностью Земли еще и путем теплопроводности. Тепло, получаемое Землей, расходуется на испарение воды, которое выделяется в атмосфере при конденсации водяного пара. Эти внутренние потоки тепла должны также уравновешиваться.

Приток тепла на земную поверхность, поглощаемый ею в форме солнечной и атмосферной радиации, уравновешивается за счет излучения с самой земной поверхности, а также и нерадиационного обмена с атмосферой.

Приняв всю солнечную радиацию, поступающую на верхнюю границу атмосферы за 100 единиц, можно распределить ее по следующим основным направлениям. Из этого количества 23 единицы радиации отражаются обратно облаками и уходят в мировое пространство, а 20 единиц поглощаются воздухом и облаками, нагревая атмосферу. 30 единиц рассеиваются в атмосфере, причем 8 из них уходят в мировое пространство. 27 единиц прямой и 22 рассеянной радиации достигают земной поверхности. Из общего количества поступающей на земную поверхность радиации в 49 единиц, по две единицы прямой и рассеянной радиации отражаются за пределы атмосферы, а 45 единиц поглощаются земной поверхностью.

Всего с верхней границы атмосферы уходит в мировое пространство

23+8+4=35 единиц радиации из 100 приходящих от Солнца на нее. Эти 35 единиц и составляют альбедо Земли или планетарное альбедо. Для сохранения радиационного баланса на верхней границе атмосферы через нее должно пройти еще 65 единиц излучения земной поверхности.

Земная поверхность поглощает 45 единиц прямой и рассеянной радиации. Атмосфера по своим температурным условиям с разных сторон получает 157 единиц энергии, из которых 102 направлены к земной поверхности и поглощаются ею, а 55 единиц уходят в мировое пространство.

Всего земная поверхность получает 147 единиц энергии. Путем собственного длинноволнового излучения она теряет 117 единиц. Еще 23 единицы расходуются на испарение воды с земной поверхности. За счет теплопроводности с ее поверхности уходит еще 7 единиц. В результате земная поверхность отдает 147 единиц, т.е. столько, сколько она получает.

Атмосфера поглощает 20 единиц прямой солнечной радиации, 107 единиц земного излучения, 23 единицы тепла конденсации и 7 единиц за счет теплообмена. В сумме все это составляет 157 единиц, столько же, сколько она излучает.

На верхней границе атмосферы равновесие может осуществляться только на основе баланса лучистой энергии, поскольку других способов обмена между Землей и мировым пространством не существует.

Атмосфера и земная поверхность получают больше тепла, чем поглощают. Это объясняется взаимной перекачкой радиации. Земная поверхность теряет не 117 единиц, поскольку 102 единицы она получает обратно в виде встречного излучения. Таким образом, чистая потеря тепла земной поверхностью составляет 15 единиц. 65 единиц земной и атмосферной радиации уходит в мировое пространство, что вместе с 35 единицами отраженной радиации составляет 100.

При нулевом балансе в течение многолетнего периода, в каждый конкретный год может иметь либо положительный баланс, либо отрицательный.

В отдельных зонах Земли приток радиации не уравновешивается ее отдачей. Избыток или недостаток тепла в таких регионах уравновешивается путем нерадиационного обмена между земной поверхностью и атмосферой.

В высоких широтах, где приток радиации меньше отдачи, ее недостаток компенсируется за счет циркуляции атмосферы. Теплые воздушные массы, проникая в высокие широты, отдают тепло холодной земной поверхности. Холодные воздушные массы, попадая в низкие широты, воспринимают тепло от нагретой земной поверхности. Таким способом в различных широтных зонах поддерживается тепловое равновесие земной поверхности в целом.

Адвекция воздушных масс выравнивает распределение температуры в широтном направлении. Если бы температура воздуха определялась только лучистым излучением, то на полюсе средняя годовая температура была бы равна -44ºС, а на экваторе +39ºС. В действительности же эти температуры составляют -22ºС и +26ºС соответственно.