Тепловой баланс земли в целом равен. Уравнение теплового баланса земной поверхности. Смотреть что такое "тепловой баланс земной поверхности" в других словарях

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%.

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 (правая часть рисунка).

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.

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/м2 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 - сайт. 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/м2. На суше тепло распространяется на глубину всего нескольких метров, и за теплый сезон здесь накапливается около 0,1· 10 9 Дж/м2, 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/м2 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.

Тепловой баланс системы Земля-атмосфера

1. Земля в целом, атмосфера в отдельности и земная поверхность находятся в состоянии теплового равновесия, если рассматривать условия за длительный период (год или, лучше, ряд лет). Средние температуры их от года к году изменяются мало, а от одного многолетнего периода к другому остаются почти неизменными. Отсюда следует, что приток и отдача тепла за достаточно длительный период равны или почти равны.

Земля получает тепло, поглощая солнечную радиацию в атмосфере и особенно на земной поверхности. Теряет она тепло путем излучения в мировое пространство длинноволновой радиации земной поверхности и атмосферы. При тепловом равновесии Земли в целом приток солнечной радиации (на верхнюю границу атмосферы) и отдача радиации с верхней границы атмосферы в мировое пространство должны быть равными. Иначе говоря, на верхней границе атмосферы должно существовать лучистое равновесие, т. е. радиационный баланс, равный нулю.

Атмосфера, отдельно взятая, получает и теряет тепло, поглощая солнечную и земную радиацию и отдавая свою радиацию вниз и вверх. Кроме того, она обменивается теплом с земной поверхностью нерадиационным путем. Тепло переносится от земной поверхности в воздух или обратно путем теплопроводности. Наконец, тепло затрачивается на испарение воды с подстилающей поверхности; затем оно освобождается в атмосфере при конденсации водяного пара. Все указанные потоки тепла, направленные в атмосферу и из атмосферы, за длительное время должны уравновешиваться.

Рис. 37. Тепловой баланс Земли, атмосферы и земной поверхности. 1 - коротковолновая радиация, II -длинноволновая радиация, III - нерадиационый обмен.

Наконец, на земной поверхности уравновешиваются приток тепла вследствие поглощения солнечной и атмосферной радиации, отдача тепла путем излучения самой земной поверхности и нерадиационный обмен теплом между ней и атмосферой.

2. Примем солнечную радиацию, входящую в атмосферу, за 100 единиц (рис. 37). Из этого количества 23 единицы отражаются обратно облаками и уходят в мировое пространство, 20 единиц поглощаются воздухом и облаками и тем самым идут на нагревание атмосферы. Еще 30 единиц радиации рассеиваются в атмосфере и из них 8 единиц уходят в мировое пространство. 27 единиц прямой и 22 единицы рассеянной радиации доходят до земной поверхности. Из них 25 + 20 = 45 единиц поглощаются и нагревают верхние слои почвы и воды, а 2 + 2 = 4 единицы отражаются в мировое пространство.

Итак, с верхней границы атмосферы уходит обратно в мировое пространство 23 + 8 + 4 = 35 единиц <неиспользованной> солнечной радиации, т. е. 35 % ее притока на границу атмосферы. Эту величину (35%) называют, как мы уже знаем, альбедо Земли. Для сохранения радиационного равновесия на верхней границе атмосферы необходимо, чтобы через нее наружу уходило еще 65 единиц длинноволнового излучения земной поверхности.

3. Обратимся теперь к земной поверхности. Как уже было сказано, она поглощает 45 единиц прямой и рассеянной солнечной радиации. Кроме того, к земной поверхности направлен поток длинноволнового излучения из атмосферы. Атмосфера соответственно своим температурным условиям излучает 157 единиц энергии. Из этих 157 единиц 102 направлены к земной поверхности и поглощаются ею, а 55 уходят в мировое пространство. Таким образом, кроме 45 единиц коротковолновой солнечной радиации, земная поверхность поглощает еще вдвое большее количество длинноволновой атмосферной радиации. Всего же земная поверхность получает от поглощения радиации 147 единиц тепла.

Очевидно, что при тепловом равновесии она должна столько же и терять. Путем собственного длинноволнового излучения она теряет 117 единиц. Еще 23 единицы тепла расходуются земной поверхностью при испарении воды. Наконец, путем теплопроводности в процессе теплообмена между земной поверхностью и атмосферой поверхность теряет 7 единиц тепла (тепло уходит от нее в атмосферу в больших количествах, но компенсируется обратной передачей, которая только на 7 единиц меньше).

Всего, таким образом, земная поверхность теряет 117 + 23 + + 7=147 единиц тепла, т. е. столько же, сколько получает, поглощая солнечную и атмосферную радиацию.

Из 117 единиц длинноволнового излучения земной поверхностью 107 единиц поглощаются атмосферой, а 10 единиц уходят за пределы атмосферы в мировое пространство.

4. Теперь сделаем подсчет для атмосферы. Выше сказано, что она поглощает 20 единиц солнечной радиации, 107 единиц земного излучения, 23 единицы тепла конденсации и 7 единиц в процессе теплообмена с земной поверхностью. Всего это составит 20+107 + 23 + 7=157 единиц энергии, т. е. столько же, сколько атмосфера сама излучает.

Наконец, снова обратимся к верхней поверхности атмосферы. Через нее приходит 100 единиц солнечной радиации и уходит обратно 35 единиц отраженной и рассеянной солнечной радиации, 10 единиц земного излучения и 55 единиц атмосферного излучения, а всего 100 единиц. Таким образом, и на верхней границе атмосферы существует равновесие между притоком и отдачей энергии, притом здесь.- только лучистой энергии. Никаких других механизмов обмена тепла между Землей и мировым пространством, кроме радиационных процессов, не существует.

Все приведенные цифры подсчитаны на основе отнюдь не исчерпывающих наблюдений. Поэтому на них не нужно смотреть как на абсолютно точные. Они не раз подвергались небольшим изменениям, не меняющим, однако, существа расчета.

5. Обратим внимание, что атмосфера и земная поверхность, по отдельности взятые, излучают гораздо больше тепла, чем за то же время поглощают солнечной радиации. Это может показаться непонятным. Но по существу дела это взаимный обмен, взаимная <перекачка> радиации. Например, земная поверхность теряет в конечном счете вовсе не 117 единиц радиации, 102 единицы она получает обратно, поглощая встречное излучение; чистая потеря равна только 117-102=15 единицам. Лишь 65 единиц земной и атмосферной радиации уходят через верхнюю границу атмосферы в мировое пространство. Приток 100 единиц солнечной радиации на границу атмосферы как раз и уравновешивает чистую потерю радиации Землей путем отражения (35) и излучения (65).

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

Понятие о термобарическом поле Земли

Сезонные колебания радиационного баланса

Сезонные колебания радиационного режима Земли в целом соответствуют изменениям облучения северного и южного полушарий при годовом обращении Земли вокруг Солнца.

В экваториальном поясе сезонных колебаний солнечного тепла нет: и в декабре, и в июле радиационный баланс равен 6-8 ккал/см 2 на суше и 10-12 ккал/см 2 на море в месяц.

В тропических поясах уже достаточно отчетливо выражены сезонные колебания. В Северном полушарии – в Северной Африке, Южной Азии и Центральной Америке – в декабре радиационный баланс равен 2-4 ккал/см 2 , а в июне 6-8 ккал/см 2 в месяц. Такая же картина наблюдается и в Южном полушарии: радиационный баланс выше в декабре (лето), ниже в июне (зима).

Во всем умеренном поясе в декабре к северу от субтропиков (нулевая линия баланса проходит через Францию, Среднюю Азию и остров Хоккайдо) баланс отрицательный. В июне даже близ полярного круга радиационный баланс равен 8 ккал/см 2 в месяц. Наибольшая амплитуда радиационного баланса свойственна материковому Северному полушарию.

Тепловой режим тропосферы определяется как поступлением солнечного тепла, так и динамикой воздушных масс, осуществляющей адвекцию тепла и холода. С другой стороны, само движение воздуха вызывается температурным градиентом (падением температуры на единицу расстояния) между экваториальными и полярными широтами и между океанами и материками. В результате этих сложных динамических процессов сформировалось термобарическое поле Земли. Оба его элемента – температура и давление – настолько взаимосвязаны, что это в географии принято говорить о едином термобарическом поле Земли.

Тепло, получаемое земной поверхностью, преобразуется и перераспределяется атмосферой и гидросферой. Тепло расходуется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен и на перераспределение тепла между сушей и океаном.

Наибольшее количество тепла расходуется на испарение воды с океанов и материков. В тропических широтах океанов на испарение затрачивается примерно 100-120 ккал/см 2 в год, а в акваториях с теплыми течениями до 140 ккал/см 2 в год, что соответствует испарению слоя воды в 2 м мощностью. В экваториальном поясе на испарение затрачивается значительно меньше энергии, то есть примерно 60 ккал/см 2 в год; это равносильно испарению однометрового слоя воды.

На материках максимальные затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным климатом. В тропических широтах суши расположены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах затраты тепла на испарение в океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97 % всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен около 20 % солнечной радиации.

Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования. Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и движении воздушных масс.

Максимальное для всей тропосферы количество тепла от конденсации водяного пара получают экваториальные широты - примерно 100-140 ккал/см 2 в год. Это объясняется поступлением сюда огромного количества влаги, приносимой пассатами из тропических акваторий, и поднятием воздуха над экватором. В сухих тропических широтах количество скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: менее 10 ккал/см 2 в год в материковых пустынях и около 20 ккал/см 2 в год над океанами. Решающую роль в тепловом и динамическом режиме атмосферы играет вода.

Радиационное тепло поступает в атмосферe также через турбулентный теплообмен воздуха. Воздух – плохой проводник тепла, поэтому молекулярная теплопроводность может обеспечить нагрев только незначительного (единицы метров) нижнего слоя атмосферы. Тропосфера нагревается путем турбулентного, струйного, вихревого перемешивания: воздух нижнего, прилегающего к земле слоя, нагревается, струями поднимается, на его место опускается верхний холодный воздух, который тоже нагревается. Таким образом тепло быстро передается от почвы воздуху, от одного слоя к другому.

Турбулентный поток тепла больше над материками и меньше над океанами. Максимального значения он достигает в тропических пустынях, до 60 ккал/см 2 в год, в экваториальной и субтропических зонах снижается до 30-20 ккал/см 2 , а в умеренных – 20-10 ккал/см 2 в год. На большей площади океанов вода отдает атмосфере около 5 ккал/см 2 в год, и только в субполярных широтах воздух от Гольфстрима и Куросиво получает тепла до 20-30 ккал/см 2 в год.

В отличие от скрытой теплоты парообразования турбулентный поток атмосферой удерживается слабо. Над пустынями он передается вверх и рассеивается, поэтому пустынные зоны и выступают как области охлаждения атмосферы.

Тепловой режим континентов в связи с их географическим положением различен. Затраты тепла на испарение на северных материках определяется их положением в умеренном поясе; в Африке и Австралии – аридностью их значительных площадей. На всех океанах огромная доля тепла затрачивается на испарение. Затем часть этого тепла переносится на материки и утепляет климат высоких широт.

Анализ теплообмена между поверхностью материков и океанов позволяет сделать следующие выводы:

1. В экваториальных широтах обоих полушарий атмосфера получает от нагретых океанов тепла до 40 ккал/см 2 в год.

2. От материковых тропических пустынь тепла в атмосферу практически не поступает.

3. Линия нулевого баланса проходит по субтропикам, близ 40 0 широты.

4. В умеренных широтах расход тепла излучением больше поглощенной радиации; это значит, что климатическая температура воздуха умеренных широт определяется не солнечным, а адвективным (принесенным из низких широт) теплом.

5. Радиационный баланс Земля-Атмосфера диссиметричен относительно плоскости экватора: в полярных широтах северного полушария он достигает 60, а в соответствующих южных – только 20 ккал/см 2 в год; тепло переносится в северное полушарие интенсивнее, чем в южное, приблизительно в 3 раза. Балансом системы Земля-атмосфера определяется температура воздуха.

8.16.Нагревание и охлаждение атмосферы в процессе взаимодействия системы «океан-атмосфера-материки»

Поглощение солнечных лучей воздухом дает не более 0,1 0 С тепла нижнему километровому слою тропосферы. Непосредственно от Солнца атмосфера получает не более 1/3 тепла, а 2/3 она усваивает от земной поверхности и, прежде всего, от гидросферы, которая передает ей тепло через водяной пар, испарившийся с поверхности водной оболочки.

Солнечный лучи, прошедшие через газовую оболочку планеты, в большинстве мест земной поверхности встречают воду: на океанах, в водоемах и болотах суши, во влажной почве и в листве растений. Тепловая энергия солнечной радиации расходуется прежде всего на испарение. Количество тепла, затрачиваемое на единицу испаряющейся воды, называется скрытой теплотой парообразования. При конденсации пара теплота парообразования поступает в воздух и нагревает его.

Усвоение солнечного тепла водоемами отличается от нагревания суши. Теплоемкость воды примерно в 2 раза больше, чем почвы. При одинаковом количестве тепла вода нагревается вдвое слабее, чем почвы. При охлаждении соотношение обратное. Если на теплую океанскую поверхность проникает холодная воздушная масса, то тепло проникает в слой до 5 км. Прогревание тропосферы обязано скрытой теплоте парообразования.

Турбулентное перемешивание воздуха (беспорядочное, неравномерное, хаотическое) создает конвекционные токи, интенсивность и направление которых зависят от характера местности и общепланетарной циркуляции воздушных масс.

Понятие об адиабатическом процессе. Важная роль в тепловом режиме воздуха принадлежит адиабатическому процессу.

Понятие об адиабатическом процессе. Важнейшая роль в тепловом режиме атмосферы принадлежит адиабатическому процессу. Адиабатическое нагревание и охлаждение воздуха происходит в одной массе, без обмена теплом с другими средами.

При опускании воздуха из верхних или средних слоев тропосферы или по склонам гор он из разряженных слоев поступает в более плотные, молекулы газа сближаются, их соударения усиливаются и кинетическая энергия движения молекул воздуха переходит в тепловую. Воздух нагревается, не получая тепло ни от других воздушных масс, ни от земной поверхности. Адиабатическое нагревание происходит, например, в тропическом поясе, над пустынями и над океанами в этих же широтах. Адиабатическое нагревание воздуха сопровождается его иссушением (что является главной причиной образования пустынь в тропическом поясе).

В восходящих токах воздух адиабатически охлаждается. Из плотной нижней тропосферы он поднимается в разряженную среднюю и верхнюю. При этом плотность его уменьшается, молекулы одна от другой удаляются, сталкиваются реже, тепловая энергия, полученная воздухом от нагретой поверхности, переходит в кинетическую, тратится на механическую работу на расширение газа. Этим объясняется охлаждение воздуха при поднятии.

Сухой воздух адиабатически охлаждается на 1 0 С на 100 м подъема, это – адиабатический процесс. Однако природный воздух содержит водяной пар, при конденсации которого выделяется тепло. Поэтому фактически температура падает на 0,6 0 С на 100 м (или на 6 0 С на 1 км высоты). Это влажно-адиабатический процесс.

При опускании и сухой и влажный воздух нагреваются одинаково, поскольку при этом конденсации влаги не происходит и скрытая теплота парообразования не выделяется.

Наиболее отчетливо типичные черты теплового режима суши проявляются в пустынях: большая доля солнечной радиации отражается от светлой их поверхности, тепло не расходуется на испарение, и идет на нагревание сухих горных пород. От них днем воздух нагревается до высоких температур. В сухом воздухе тепло не задерживается и беспрепятственно излучается в верхнюю атмосферу и межпланетное пространство. Пустыни для атмосферы в планетарном масштабе также служат окнами охлаждения.

Радиационным балансом называют приходо-расход лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой подстилающей поверхностью, атмосферой или системой земля-атмосфера за различные промежутки времени (6, с. 328).

Приходную часть радиационного баланса подстилающей поверхности R составляют прямая солнечная и рассеянная радиация, а также противоизлучение атмосферы, поглощенные подстилающей поверхностью. Расходная часть определяется потерей тепла за счёт собственного теплового излучения подстилающей поверхности (6, с. 328).

Уравнение радиационного баланса:

R=(Q+q) (1-A)+д-

где Q - поток (или сумма) прямой солнечной радиации, q - поток (или сумма) рассеянной солнечной радиации, А - альбедо подстилающей поверхности, - поток (или сумма) противоизлучения атмосферы и - поток (или сумма) собственного теплового излучения подстилающей поверхности, д - поглощательная способность подстилающей поверхности (6, с. 328).

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды (рис. 5). Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).

Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Уравнение теплового баланса:

где величина радиационного потока тепла - R, турбулентный поток тепла между подстилающей поверхностью и атмосферой - Р, поток тепла между подстилающей поверхностью и нижележащими слоями - А и затрата тепла на испарение (или выделение тепла при конденсации) - LE (L - скрытая теплота испарения, Е - скорость испарения или конденсации) (4, с. 7).

В соответствии с приходом и расходом тепла по отношению к подстилающей поверхности составляющие теплового баланса могут иметь положительные или отрицательные значения. В многолетнем выводе средняя годовая температура верхних слоёв почвы и воды Мирового океана считается постоянной. Поэтому вертикальный и горизонтальный теплообмен в почве и в Мировом океане в целом практически можно приравнять нулю.

Таким образом, в многолетнем выводе годовой тепловой баланс для поверхности суши и Мирового океана складывается из радиационного баланса, затрат тепла на испарение и турбулентного теплообмена между подстилающей поверхностью и атмосферой (рис. 5, 6). Для отдельных частей океана кроме указанных составляющих теплового баланса нужно учитывать перенос тепла морскими течениями.

Рис. 5. Радиационный баланс Земли и приход солнечной радиации за год