Теплово й бала нс 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 + F 0 + 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 F 0 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 F 0 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: R a + L r + P + F a = D W.

Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса R a ; прихода или расхода тепла L r 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 F a , вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение T. б. атмосферы входит член D W, 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/см 2 в год, из которых около отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см 2 в год поглощает Земля (стрелка Q s на рис. ). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см 2 в год; 18 ккал/см 2 в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см 2 в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q ). Атмосфера поглощает 59 ккал/см 2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см 2 в год (стрелка I ), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см 2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см 2 в год (стрелка I s ). Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см 2 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/см 2 год

Широта, градусы			Земля в среднем
	R LE Р F o	R LE Р	R LE Р F 0
70-60 северной широты 0-10 южной широты Земля в целом

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/см 2 год

Широта, градусы
70-60 северной широты 0-10 южной широты Земля в целом

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.

Рассмотрим наряду с атмосферой и термический режим деятельного слоя Земли. Деятельным слоем называют такой слой почвы или воды, температура которого испытывает суточные и годовые колебания. Наблюдения показывают, что на суше суточные колебания распространяются до глубины 1 - 2 м, годовые - на слой в несколько десятков метров. В морях и океанах толщина деятельного слоя в десятки раз больше, чем на суше. Связь тепловых режимов атмосферы и деятельного слоя Земли осуществляется с помощью, так называемого уравнения теплового баланса земной поверхности. Впервые это уравнение было привлечено в 1941 г. для построения теории суточного хода температуры воздуха А.А. Дородницыным. В последующие годы уравнение теплового баланса широко использовано многими исследователями для изучения различных свойств приземного слоя атмосферы, вплоть до оценки тех изменений, которые произойдут под влиянием активных воздействий, например на ледяной покров Арктики . Остановимся на выводе уравнения теплового баланса земной поверхности. Солнечная радиация, поступившая к земной поверхности, поглощается на суше в тонком слое, толщину которого обозначим через (Рис. 1). Кроме потока солнечной радиации, земная поверхность получает тепло в виде потока инфракрасной радиации от атмосферы, теряет она тепло путем собственного излучения.

Рис. 1.

В почве каждый из этих потоков претерпевает изменение. Если в элементарном слое толщиной (- глубина, отсчитываемая от поверхности в глубь почвы) поток Ф изменился на dФ, то можно записать

где a - коэффициент поглощения, - плотность почвы. Интегрируя последнее соотношение в пределах от до, получаем

где - глубина, на которой поток убывает в е раз по сравнению с потоком Ф(0) при. Наряду с радиацией перенос тепла осуществляется путем турбулентного обмена поверхности почвы с атмосферой и молекулярного обмена с нижележащими слоями почвы. Под влиянием турбулентного обмена почва теряет или получает количество тепла, равное

Кроме того с поверхности почвы происходит испарение воды (или конденсация водяного пара), на которое затрачивается количество тепла

Молекулярный поток через нижнюю границу слоя записывается в виде

где - коэффициент теплопроводности почвы, - ее удельная теплоемкость, - коэффициент молекулярной температуропроводности.

Под влиянием притока тепла изменяется температура почвы, а так же при температурах, близких к 0, плавится лед (или замерзает вода). На основе закона сохранения энергии в вертикальном столбе почвы толщиной можем записать.

В уравнении (19) первое слагаемое в левой части представляет собой количество тепла, затрачиваемое на изменение теплосодержания см 3 почвы за единицу времени, второе количество тепла, идущее на плавление льда (). В правой части все потоки тепла, которые входят через верхнюю и нижнюю границы в слой почвы, взяты со знаком «+», а те, которые выходят из слоя, - со знаком «-». Уравнение (19) и представляет собой уравнение теплового баланса для слоя почвы толщиной. В таком общем виде это уравнение представляет собой ни что иное, как уравнение притока тепла, записанное для слоя конечной толщины. Извлечь из него какие-либо дополнительные сведения (по сравнению с уравнением притока тепла) о термическом режиме воздуха и почвы не представляется возможным. Однако можно указать несколько частных случаев уравнения теплового баланса, когда оно может быть использовано в качестве независимого от дифференциальных уравнений граничного условия. В этом случае уравнение теплового баланса позволяет определить неизвестную температуру земной поверхности. Таким частным случаем будут следующие. На суше, не покрытой снегом или льдом, величина, как было уже указано, достаточно мала. В то же время отношение к каждой из величин, которые имеют порядок длины пробега молекул, достаточно велико. Вследствие этого уравнение для суши при отсутствии процессов плавления льда с достаточной степенью точности можно записать в виде:

Сумма первых трех слагаемых в равнении (20) есть не что иное, как радиационный баланс R земной поверхности. Таким образом, уравнение теплового баланса поверхности суши принимает вид:

Уравнение теплового баланса в форме (21) используется в качестве граничного условия при исследовании термического режима атмосферы и почвы .

Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию и нагреваясь, сама становится источником излучения тепла в атмосферу и через нее в мировое пространство. Чем выше температура поверхности, тем выше излучение. Собственное длинноволновое излучение Земли большей частью задерживается в тропосфере, которая при этом нагревается и излучает радиацию - противоизлучение атмосферы. Разность между излучением земной поверхности и противоизлучением атмосферы называется эффективным излучением. Оно показывает фактическую потерю тепла поверхностью Земли и составляет около 20%.

Рис. 7.2. Схема среднегодового радиационного и теплового баланса, (по К.Я.Кондратьеву, 1992)

Атмосфера в отличие от земной поверхности больше излучает, чем поглощает. Дефицит энергии компенсируется приходом тепла от земной поверхности вместе с водяным паром, а также за счет турбулентности (в процессе подъема нагретого у земной поверхности воздуха). Возникающие между низкими и высокими широтами температурные контрасты сглаживаются за счет адвекции - переноса тепла морскими и главным образом воздушными течениями от низких широт к высоким (рис. 7.2, правая часть). Для общегеографических выводов важны также ритмические колебания радиации из-за смены времен года, так как от этого зависит тепловой режим конкретной местности. Отражательные свойства земных покровов, теплоемкость и теплопроводность сред еще больше усложняют перенос тепловой энергии и распределение теплоэнергетических характеристик.

Уравнение теплового баланса. Количество тепла описывается уравнением теплового баланса, которое у каждого географического района свое. Его важнейшим компонентом является радиационный баланс земной поверхности. Солнечная радиация расходуется на нагревание почвы и воздуха (и воды), испарение, таяние снега и льда, фотосинтез, почвообразовательные процессы и выветривание горных пород. Поскольку для природы всегда характерно равновесие, равенство наблюдается между приходом энергии и ее расходом, что выражается уравнением теплового баланса земной поверхности:

где R - радиационный баланс; LE - тепло, затрачиваемое на испарение воды и таяние снега или льда (L - скрытое тепло испарения или парообразования; Е - скорость испарения или конденсации); А - горизонтальный перенос тепла воздушными и океаническими течениями или турбулентным потоком; Р - теплообмен земной поверхности с воздухом; В - теплообмен земной поверхности с почвой и горными породами; F - расход энергии на фотосинтез; С - расход энергии на почвообразование и выветривание; Q+q - суммарная радиация; а - альбедо; I - эффективное излучение атмосферы.

На долю энергии, расходуемой на фотосинтез и почвообразование, приходится менее 1% радиационного бюджета, поэтому в уравнении эти составляющие часто опускаются. Однако в реальности они могут иметь значение, поскольку эта энергия обладает способностью аккумулироваться и преобразовываться в другие виды (превратимая энергия). Маломощный, но продолжительный (сотни миллионов лет) процесс накопления превратимой энергии оказал существенное влияние на географическую оболочку. В ней скопилось около 11×10 14 Дж/м 2 энергии в рассеянном органическом веществе в осадочных породах, а также в виде каменного угля, нефти, сланцев.

Уравнение теплового баланса можно вывести для любого географического района и отрезка времени, учитывая специфичность климатических условий и вклад компонентов (для суши, океана, районов с льдообразованием, незамерзающих и др.).

Перенос и распределение тепла. Перенос тепла от поверхности в атмосферу происходит тремя путями: тепловое излучение, нагревание или охлаждение воздуха при контакте с сушей, испарение воды. Водяные пары, поднимаясь в атмосферу, конденсируются и образуют облака или выпадают в виде осадков, а выделяемое при этом тепло поступает в атмосферу. Поглощенная атмосферой радиация и тепло конденсации водяных паров задерживают потерю тепла земной поверхностью. Над засушливыми районами это влияние уменьшается, и мы наблюдаем самые большие суточные и годовые амплитуды температуры. Наименьшие амплитуды температуры присущи океаническим районам. Являясь огромным резервуаром, океан хранит больше тепла, что ослабляет годовые колебания температуры вследствие высокой удельной теплоемкости воды. Таким образом, на Земле вода играет важную роль как аккумулятор тепла.

Структура теплового баланса зависит от географической широты и типа ландшафта, который, в свою очередь, сам зависит от нее. Она существенно изменяется не только при движении от экватора к полюсам, но и при переходе с суши на море. Суша и океан различаются как по величине поглощенной радиации, так и по характеру распределения тепла. В океане летом тепло распространяется на глубину до нескольких сотен метров. За теплый сезон в океане накапливается от 1,3×10 9 до 2,5×10 9 Дж/м 2 . На суше тепло распространяется на глубину всего нескольких метров, и за теплый сезон здесь накапливается около 0,1×10 9 Дж/м 2 , что в 10-25 раз меньше, чем в океане. Благодаря большому запасу тепла, океан зимой охлаждается меньше, чем суша. Расчеты показывают, что разовое содержание тепла в океане в 21 раз превышает ее поступление к земной поверхности в целом. Даже в 4-метровом слое океанической воды тепла в 4 раза больше, чем во всей атмосфере.

До 80% энергии, поглощаемой океаном, расходуется на испарение воды. Это составляет 12×10 23 Дж/м 2 в год, что в 7 раз больше аналогичной статьи теплового баланса суши. 20% энергии расходуется на турбулентный теплообмен с атмосферой (что также больше, чем на суше). Вертикальный теплообмен океана с атмосферой стимулирует и горизонтальный перенос тепла, благодаря чему оно частично оказывается на суше. В теплообмене океана и атмосферы участвует 50-метровый слой воды.

Изменение радиационного и теплового баланса. Годовая сумма радиационного баланса почти всюду на Земле положительна, за исключением ледниковых районов Гренландии и Антарктиды. Его среднегодовые значения уменьшаются в направлении от экватора к полюсам, следуя закономерности распределения солнечной радиации по земному шару (рис. 7.3). Радиационный баланс над океаном больше, чем над сушей. Это связано с меньшим альбедо водной поверхности, повышенным влагосодержанием в экваториальных и тропических широтах. Сезонные изменения радиационного баланса происходят на всех широтах, но с разной степенью выраженности. В низких широтах сезонность определяется режимом осадков, так как термические условия здесь мало изменяются. В умеренных и высоких широтах сезонность определяется термическим режимом: радиационный баланс меняется от положительного летом до отрицательного зимой. Отрицательный баланс холодного периода года в умеренных и полярных широтах частично компенсируется за счет адвекции теплоты воздушными и морскими течениями из низких широт.

Для сохранения энергетического баланса Земли должен существовать перенос тепла в направлении полюсов. Несколько менее из этого тепла переносится океаническими течениями, остальное атмосферой. Различия в нагревании Земли обусловливают ее действия как географической тепловой машины, в которой происходит передача тепла от нагревателя к холодильнику. В природе этот процесс реализуется в двух формах: во-первых, термодинамические пространственные неоднородности формируют планетарные системы ветров и морских течений; во-вторых, данные планетарные системы сами участвуют в перераспределении тепла и влаги на земном шаре. Таким образом, от экватора в направлении к полюсам потоками воздуха или океаническими течениями переносится тепло, а к экватору переносятся холодные воздушные или водные массы. На рис. 7.4 показан перенос теплой поверхностной воды в Атлантическом океане к полюсу. Перенос тепла по направлению к полюсам достигает максимума около широты 40° и становится равным нулю у полюсов.

Приток солнечной радиации зависит не только от географической широты, но и от времени года (табл. 7.4). Примечательно, что в летний период в Арктику поступает тепла даже больше, чем на экватор, однако вследствие высокого альбедо арктических морей льды здесь не тают.

Распределение температуры. На горизонтальное распределение температуры влияют географическое положение, рельеф, свойства и вещественный состав подстилающей поверхности, системы океанических течений и характер атмосферной циркуляции в приземном и приводном слоях.

Рис. 7.3. Распределение среднегодового радиационного баланса на земной поверхности, МДж/(м 2 ×год) (по С.П.Хромову и М.А.Петросянцу, 1994)

Рис. 7.4. Перенос тепла в северной части Атлантического океана, °С (по С. Нешиба, 1991). Заштрихованы районы, где поверхностные воды теплее, чем в среднем по океану. Цифры обозначают объемные переносы воды (млн м 3 /с), стрелки - направление течений, жирная линия - Гольфстрим

Таблица 7.4. Суммарная радиация, поступающая на земную поверхность (Н.И.Егоров, 1966)

Почти все тепло атмосфера, как и земная поверхность, получает от Солнца. К другим источникам нагрева принадлежит тепло, поступающей из недр Земли, но оно составляет лишь доли процента от общего количества тепла.

Хотя солнечное излучение и служит единственным источником тепла для земной поверхности, тепловой режим географической оболочки является не только следствием радиационного баланса. Солнечное тепло превращается и перераспределяется под влиянием земных факторов, и прежде всего трансформируется воздушными и океаническими течениями. Они же, в свою очередь, обусловлены неравномерным распределением по широтах солнечного излучения. Это один из ярких примеров тесного глобального связи и взаимодействия различных компонентов в природе.

Для живой природы Земли важное значение имеет перераспределение тепла между различными широтами, а также между океанами и материками. Благодаря этому процессу происходит очень сложный пространственный перераспределение тепла на поверхности Земли в соответствии с превосходящих направлений движения воздушных и океанических течений. Однако суммарное перенос тепла направлено, как правило, из низких широт в высокие и с океанов на континенты.

Распределение тепла в атмосфере происходит путем конвекции, теплопроводности и излучения. Тепловая конвекция проявляется везде на планете, ветров, восходящие и нисходящие воздушные потоки имеют повсеместное распространение. Особенно сильно конвекция выражена в тропиках.

Теплопроводность, то есть передача тепла при непосредственном контакте атмосферы с теплой или холодной поверхностью земли, имеет сравнительно небольшое значение, так как воздух - плохой проводник тепла. Именно это свойство нашла широкое применение при изготовлении оконных рам с двойными стеклами.

Поступления и расходы тепла в нижней атмосфере на разных широтах неодинаковы. Севернее 38 ° с. ш. излучается тепла больше, чем поглощается. Эта потеря компенсируется теплыми океаническими и воздушными течениями, направленными в умеренные широты.

Процесс поступления и расходования солнечной энергии, нагревание и охлаждение всей системы атмосферы Земли характеризуется тепловым балансом. Если принять годовое поступление солнечной энергии на верхнюю границу атмосферы за 100%, то баланс солнечной энергии будет выглядеть так: отражается от Земли и возвращается обратно в космическое пространство 42% (эта величина характеризует альбедо Земли), причем 38% отражается атмосферой и 4% - поверхностью земли. Остальные (58%) поглощается: 14% - атмосферой и 44% - земной поверхностью. Нагретая поверхность Земли отдает обратно всю поглощенную ею энергию. При этом излучение энергии земной поверхностью составляет 20%, на нагрев воздуха и испарение влаги расходуется 24% (5,6% - на нагрев воздуха и 18,4% - на испарение влаги).

Такие общие характеристики теплового баланса земного шара в целом. На самом деле для разных широтных поясов для различных поверхностей тепловой баланс будет далеко не одинаковым. Так, тепловой баланс любой территории нарушается при восходе и закате, при смене времен года, в зависимости от атмосферных условий (облачности, влажности воздуха и содержания в нем пыли), характеру поверхности (вода или суша, лес или лука, снежный покров или обнаженная земля), высоты над уровнем моря. Более всего тепла излучается ночью, зимой и через разреженный чистый сухой воздух на больших высотах. Но в итоге потери вследствие излучения компенсируются теплом, поступающей от Солнца, и на Земле в целом преобладает состояние динамического равновесия, иначе она разогревалась бы или, наоборот, охлаждалась.

Температура воздуха

Нагрев атмосферы происходит довольно сложным путем. Короткие волны солнечных лучей в диапазоне от видимого красного до ультрафиолетового света превращаются у поверхности Земли в более длинные тепловые волны, которые позже, при излучении их с поверхности Земли, нагревают атмосферу. Нижние слои атмосферы разогреваются быстрее верхних, что объясняется указанным тепловым излучением земной поверхности и тем, что они имеют большую плотность и насыщенные водяным паром.

Характерной чертой вертикального распределения температуры в тропосфере является ее снижение с высотой. Средний вертикальный градиент температуры, то есть среднее уменьшение, рассчитанное на 100 м высоты, равна 0,6 ° С. Охлаждение влажного воздуха сопровождается конденсацией влаги. При этом выделяется определенное количество теплоты, которая была затрачена на образование пара. Поэтому при поднятии вверх влажного воздуха его охлаждения происходит почти вдвое медленнее сухое. Геотермический коэффициент сухого воздуха тропосферы составляет в среднем 1 ° С.

Воздух, который поднимается вверх от нагретой поверхности суши и водоемов, попадает в зону пониженного давления. Это позволяет ему расширяться, а в связи с этим определенное количество тепловой энергии переходит в кинетическую. Вследствие этого процесса воздух охлаждается. Если при этом оно ниоткуда не получает тепла и никуда его не отдает, то весь описанный процесс называется адиабатическим, или динамическим охлаждением. И наоборот, воздух, опускается, попадает в зону повышенного давления, оно уплотняется воздухом, что его окружает, и механическая энергия переходит в тепловую. Из-за этого воздух испытывает адиабатического нагрева, которое составляет в среднем 1 ° С на каждые 100 м опускания.

Иногда температура воздуха с высотой растет. Это явление получило название инверсии. Причины u "проявления разнообразны: радиационное излучение Земли над ледовыми покровами, прохождение сильных течений теплого воздуха над холодной поверхностью. Особенно характерны инверсии для горных районов: тяжелое холодный воздух стекает в горные котловины и там застаивается, вытесняя вверх более легкое теплый воздух.

Суточные и годовые изменения температуры воздуха отражает тепловое состояние поверхности. В приземном слое воздуха суточный максимум устанавливается в 14-15 ч, а минимум наблюдается после восхода Солнца. Наибольшая суточная амплитуда имеет место в субтропических широтах (30 ° С), наименьшая - в полярных (5 ° С). Годовой ход температуры зависит от широты, характера подстилающей поверхности, высоты места над уровнем океана, рельефа, удаленности от океана.

В распределении годовых температур на земной поверхности выявлены определенные географические закономерности.

1. В обоих полушариях средние температуры снижаются в направлении к полюсам. Однако термический экватор - теплая параллель со средней годовой температурой 27 ° С - расположена в Северном полушарии примерно на 15-20 ° широты. Объясняется это тем, что суша занимает здесь большую площадь, чем на географическом экваторе.

2. От экватора к северу и югу температуры изменяются неравномерно. Между экватором и 25-той параллелью снижение температуры происходит очень медленно - менее двух градусов на каждые десять градусов широты. Между 25 ° и 80 ° широты в обоих полушариях температуры снижаются очень быстро. Местами это снижение превышает 10 ° С. Далее к полюсам скорость падения температуры вновь уменьшается.

3. Средние годовые температуры всех параллелей Южного полушария меньше температуры соответствующих параллелей Северного полушария. Средняя температура воздуха преимущественно "материковой" Северного полушария составляет в январе +8,6 ° С, в июле - +22,4 ° С; в Южной "океанической" полушария средняя температура июля +11,3 ° С, января - +17,5 ° С. Вдвое больше годовая амплитуда колебаний температуры воздуха в Северном полушарии объясняется особенностями распределения суши и моря на соответствующих широтах и охлаждающим воздействием грандиозного ледового купола Антарктиды на климат Южного полушария.

Важные характеристики распределения температур воздуха на Земле дают карты изотерм. Так, на основе анализа распределения июльских изотерм на земной поверхности можно сформулировать следующие основные выводы.

1. В внетропических областях обоих полушарий изотермы над материками изгибаются к северу относительно положения ее на окнах. В Северном полушарии это обусловлено тем, что суша нагретая сильнее, чем море, а в Южной - обратное соотношение: в это время здесь суша холоднее море.

2. Над океанами июльские изотермы отражают влияние холодных течений температуры воздуха. Особенно заметно это проявляется вдоль тех западных берегов Северной Америки и Африки, которые омываются холодными соответствии Калифорнийской и Канарским океаническими течениями. В Южном полушарии изотермы изогнутые в противоположную сторону на север - тоже под влиянием холодных течений.

3. Самые высокие средние температуры июля наблюдаются в пустынях, расположенных севернее экватора. Особенно жарко в это время в Калифорнии, Сахаре, Аравии, Иране, внутренних районах Азии.

Распределение январских изотерм тоже имеет свои особенности.

1. Изгибы изотерм над океанами на север и над сушей на юг становятся еще рельефнее, контрастнее. Больше всего это проявляется в Северном полушарии. Сильные изгибы изотерм в сторону Северного полюса отражают увеличение тепловой роли океанических течений Гольфстрим в Атлантическом океане и Куро-Сио в Тихом.

2. В внетропических областях обоих полушарий изотермы над материками заметно изогнутые на юг. Это объясняется тем, что в Северном полушарии суша холоднее, а в Южной - теплее, чем море.

3. Самые высокие средние температуры в январе бывают в пустынях тропического пояса Южного полушария.

4. областями наибольшего охлаждения на планете в январе, как и в июле, является Антарктида и Гренландия.

В целом можно констатировать, что изотермы Южного полушария в течение всех сезонов года имеют более прямолинейный (широтный) характер простирания. Отсутствие здесь существенных аномалий в ходе изотерм объясняется значительным преобладанием водной поверхности над сушей. Анализ хода изотерм свидетельствует о тесной зависимости температур не только от величины солнечного излучения, но и от перераспределения тепла океаническими и воздушными течениями.

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее. Выражается уравнением:

где R - радиационный баланс земной поверхности; P - турбулентный поток тепла между земной поверхностью и атмосферой; LE - затрата тепла на испарение; В - поток тепла от земной поверхности в глубь почвы или воды или обратно. Соотношение компонентов баланса изменяется во времени в зависимости от свойств подстилающей поверхности и географические широты места. Характер теплового баланса земной поверхности и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов. Данные о тепловом балансе земной поверхности играют большую роль в изучении изменений климата, географических зональности, термического режима организмов.

Экологический энциклопедический словарь. - Кишинев: Главная редакция Молдавской советской энциклопедии . И.И. Дедю . 1989 .

• ТЕПЛОВОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ
• ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС СИСТЕМЫ ЗЕМЛЯ-АТМОСФЕРА

Смотреть что такое "ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ" в других словарях:

тепловой баланс земной поверхности - Алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих к земной поверхности и излучаемых ею … Словарь по географии

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… …

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС - земной поверхности алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее. Выражается уравнением: R + P + LE + B=0, где R радиационный баланс земной поверхности; P турбулентный поток тепла между земной… … Экологический словарь

I Тепловой баланс сопоставление прихода и расхода (полезно использованной и потерянной) теплоты в различных тепловых процессах (См. Тепловой процесс). В технике Т. б. используется для анализа тепловых процессов, осуществляющихся в паровых … Большая советская энциклопедия

Большой Энциклопедический словарь

Сопоставление прихода и расхода тепловой энергии при анализе тепловых процессов. Составляется как при изучении природных процессов (тепловой баланс атмосферы, океана, земной поверхности и Земли в целом и др.), так и в технике в различных тепловых … Энциклопедический словарь

Сопоставление прихода и расхода тепловой энергии при анализе тепловых процессов. Составляется как при изучении природных процессов (Т. б. атмосферы, океана, земной поверхности и Земли в целом и др.), так и в технике в разл. тепловых устройствах… … Естествознание. Энциклопедический словарь

- (франц. balance, от balancer качать). 1) равновесие. 2) в бухгалтерии сведение счетов по приходу и расходу сумм для выяснения положения дела. 3) результат сравнения ввозной и вывозной торговли какой либо страны. Словарь иностранных слов, вошедших … Словарь иностранных слов русского языка

Атмосферы и подстилающей поверхности, сумма прихода и расхода лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой атмосферой и подстилающей поверхностью (См. Подстилающая поверхность). Для атмосферы Р. б. состоит из приходной части поглощённой… … Большая советская энциклопедия

Земля (от общеславянского зем пол, низ), третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, астрономический знак Å или, ♀. I. Введение З. занимает пятое место по размеру и массе среди больших планет, но из планет т. н. земной группы, в… … Большая советская энциклопедия