3.3. Круговорот теплоты на земном шаре и роль в нем природных вод

Энергетической основой движения вод на Земле служат в первую очередь солнечная радиация и тепловые процессы, а во вторую — сила тяжести. Поэтому прежде чем проанализировать закономерности круговорота воды на земном шаре, рассмотрим особенности круговорота теплоты на Земле и роль в нем гидросферы.

Единственным внешним источником поступления теплоты на Землю служит Солнце — излучаемая им коротковолновая радиация. Современная средняя величина солнечной постоянной принимается равной 1367 Вт/м². Учитывая шарообразность Земли, можно получить, что на верхнюю границу атмосферы поступает 1/4 часть указанной величины, т.е. 341,8 Вт/м². С учетом площади поверхности Земли (510 млн км²) получим, что величина приходящей к планете коротковолновой солнечной радиации составляет 341,8 Вт/м²51010¹² м = 1,74310¹⁷ Вт или за «средний» год (365,25 сут = 31,5610⁶ с) 5,5010²⁴ Дж.

Тепловой баланс атмосферы и земной поверхности очень сложен (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2001). Для приближенной оценки теплового баланса Земли воспользуемся схемой, предложенной М.И. Будыко (1980). Эта схема относительно проста, но вполне достаточна, чтобы уяснить роль гидросферы в тепловом балансе Земли.

Обычно принимают, что планетарное альбедо Земли равно 30%. Это означает, что 30% коротковолновой солнечной радиации отражается Землей и уходит обратно в мировое пространство. Остальная часть солнечной радиации (70%, или 239,3 Вт/м², а всего для планеты 12,2010¹⁷ Вт, т.е. 3,8510²⁴ Дж в год) поглощается атмосферой и земной поверхностью.

Земля в течение длительного времени сохраняет свое тепловое равновесие; это означает, что в мировое пространство должно уходить то же количество теплоты, что и поглощается Землей (239,3 Вт/м²), но уже в виде длинноволнового излучения.

Поглощаемая Землей солнечная радиация (239,3 Вт/м²) расходуется, по оценкам М.И. Будыко, следующим образом: 66 % поглощается земной поверхностью, а остальные 34% — атмосферой.

Радиационный баланс земной поверхности (R) равен поглощенной этой поверхностью радиации за вычетом эффективного излучения (I). На долю R и I приходится соответственно около 105 и 53 Вт/м², или 44 и 22% поглощенной всей Землей солнечной радиации.

Большая часть радиационного баланса земной поверхности (84%) тратится на испарение воды. Это количество теплоты (около 88 Вт/м²) составляет 37% всей поглощенной Землей солнечной радиации.

Затраты такого большого количества теплоты на испарение воды, безусловно, оказывают регулирующее влияние на тепловые процессы на Земле, и в этом проявляется важнейшая роль гидросферы в формировании климата планеты. Отметим также, что такие большие затраты теплоты на испарение обязаны одному из уникальных свойств самой воды — аномально большой удельной теплоте испа­рения (см. гл. 1). Испарение воды — это основа круговорота воды на Земле, о котором речь пойдет в разд. 3.4.

Оставшаяся часть энергии радиационного баланса (16% от R или 7% от всей поглощенной планетой солнечной радиации) расходуется на турбулентный теплообмен с атмосферой.

Важно отметить, что огромное количество теплоты, затраченной на испарение воды, полностью возвращается в атмосферу при конденсации водяного пара. Эта «возвращаемая» теплота обогревает атмосферу и становится причиной ее активности, особенно в тропиках. Атмосфера, следовательно, получает теплоту из трех источников: поглощенной коротковолновой радиации (34% всей солнечной радиации, перехваченной Землей), прихода теплоты в результате конденсации водяного пара (37%) и турбулентного потока теплоты от земной поверхности (7%) (всего 78%). Вместе с эффективным излучением земной поверхности (22%) это дает 100%, т.е. сумму длинноволнового излучения всей Земли в мировое пространство, в точности равное поглощенной планетой коротковолновой солнечной радиации.

Отношение эффективного излучения ко всему уходящему в мировое пространство длинноволновому излучению, равное 0,22, значительно меньше отношения поглощенной земной поверхностью радиации ко всей приходящей к верхней границе атмосферы коротковолновой солнечной радиации, равного 0,66. Это, как указывает М.И. Будыко (1980), и характеризует влияние парникового эффекта на тепловой баланс Земли. Парниковый эффект создают содержащиеся в атмосфере водяной пар, СО₂ и другие газы. По некоторым оценкам (Экологический энциклопедический словарь, 1999), энергетический вклад СО₂ в парниковый эффект составляет около 50 Вт/м². Увеличение концентрации СО₂ в XX в. повысило, по данным Б. Болина (2003), антропогенное энергетическое воздействие СО₂ на парниковый эффект на 2,5 Вт/м². Это относительно небольшое энергетическое влияние СО₂ на приземную часть атмосферы оказалось достаточным, чтобы повысить температуру на 0,6 °С (см. разд. 3.2).

Важно подчеркнуть различия в тепловом балансе поверхности суши и Мирового океана. Установлено, что на суше, на испарение воды затрачивается около 54% энергии радиационного баланса, а на поверхности океана — уже более 90%.

Океан, имея температуру поверхностного слоя в среднем более высокую, чем атмосфера (приблизительно на 3 °С), играет важнейшую роль в глобальном теплообмене и обогревает атмосферу. По расчетам В.Н. Степанова (1983), в океане (в основном в его поверхностном слое) содержится 31,810²⁷ Дж теплоты, что в 21 раз больше, чем в атмосфере.

Помимо отмеченного значения гидросферы в тепловом балансе Земли, необходимо обратить внимание на очень важную роль, которую она играет в перераспределении теплоты на земной поверхности.

В целом для поверхности Земли радиационный баланс R_пов и затраты теплоты на испарение и теплообмен с атмосферой _исп + _атм полностью балансируются, но на различных широтах это уже не наблюдается. В экваториальной части планеты R_пов > _исп + _атм, в приполярных районах соотношение обратное- (рис. 3.2, а). Чтобы избыток теплоты в низких и дефицит теплоты в высоких широтах в целом для Земли балансировались, необходимо существование постоянно действующего механизма передачи теплоты из экваториальной зоны к полюсам. Осуществляют этот меридиональный перенос теплоты в основном океанские течения. Физической причиной течений служит неоднородность распределения плотности воды, а она, в первую очередь,— различиями в температуре разных частей океана. Более подробно об этом будет сказано в гл. 10.

Следует добавить, что в результате неравномерного распределения теплоты на земном шаре складывается неравномерное распределение атмосферного давления, температуры воздуха и испаряемости, а также атмосферных осадков (рис. 3.2, б, в).

Заметим, что испаряемость (потенциально возможное, т.е. не лимитируемое запасами воды испарение в данном месте при существующих атмосферных условиях) и температура в целом повторяют кривую распределения по широте радиационного баланса, от которой они зависят. Обращает на себя внимание и такой факт. В условиях арктического, субарктического, антарктического и субантарктического, а также частично умеренного и экваториального климата осадки х превышают теоретически возможное испарение (испаряемость z_o); здесь наблюдается избыток влаги и расположены области с избыточным увлажнением («индекс сухости» z_o/x<0,45, по М.И. Будыко) — арктические пустыни, тундра, лесотундра, альпийские луга и занятые лесами области с достаточным увлажнением (z_o/x=0,45÷1,00). В условиях субтропического, тро­пического, субэкваториального и частично умеренного и экваториального климата отмечаются, наоборот, превышение испаряемости над осадками и дефицит влаги; здесь расположены области с недостаточным увлажнением (z_o/x=1,00÷3,00) — лесостепь, ксерофитная субтропическая растительность, а также сухие области полупустынь и пустынь (z_o/x>3,0). Условия увлажнения, как будет показано далее, играют важнейшую роль в формировании водного баланса и гидрологического режима речных бассейнов, озер и морей.

Рис. 3.2. Распределение на земном шаре:

а — радиационного баланса поверхности Земли R_пов (I) и суммы тепловых затрат на испарение и передачу теплоты атмосфере _исп + _атм (2); б— испаряемости z₀ (3); осадков х (4); в — температуры воздуха T за январь (5) и июль (6); типизация климатов Земли по Б.П. Алисову: Аркт — арктический, Ант — антарктический, Саркт — субарктический, Сант — субантарктический, Ум — умеренный, Стр — субтропический, Тр — тропический, Сэкв — субэкваториальный, Экв — экваториальный