ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС

Уравнение Т. б. земной поверхности:
R
+ Р + Fo+ LE = 0 представляет собой алгебраич. 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.
Положит, или отрицат. величина радиационного баланса компенсируется несколькими
потоками тепла. Так как темп-pa земной поверхности обычно не равна темп-ре
воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает
поток тепла Р. Аналогичный поток тепла -Fo 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 Fмежду 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,
к-рый определяется как произведение массы испарившейся воды
Е на
теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности,
её темп-ры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена
в приземном слое воздуха, к-рая определяет скорость переноса водяного пара
от земной поверхности в атмосферу.

Уравнение Т. б. атмосферы имеет вид:

Т. б. атмосферы слагается из её радиационного
баланса Rприхода или расхода тепла Lr при фазовых
преобразованиях воды в атмосфере (r - сумма осадков); прихода или
расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы
с земной поверхностью; прихода или расхода тепла Fвызванного
теплообменом через вертикальные стенки столба, к-рый связан с упорядоченными
движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение Т.
б. атмосферы входит член AW, равный величине изменения теплосодержания
внутри столба.

Уравнение Т. б. системы Земля - атмосфера
соответствует алгебраич. сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности
и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных
районов земного шара определяются путём метеорологич. наблюдений (на актинометрич.
станциях, на спец. станциях Т. б., на метеорологич. спутниках Земли) или
путём климатологич. расчётов.

Средние широтные величины составляющих
Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. о. 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 ок. 250
ккал/см²
в год, из к-рых ок. */з отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см²
в год поглощает Земля (стрелка
Qна рис.). Земной
поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см²
в год; 18 ккал/см²
в год из этого количества отражается,
а 108 ккал/см²в год поглощается земной поверхностью (стрелка
О). Атмосфера поглощает 59 ккал/см² в год коротковолновой
радиации, т. е. значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное
длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см²
в год (стрелка /), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен
72 ккал/см² в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое
пространство равно 167 ккал/см²в год (стрелка Л). Т.
о., поверхность Земли получает около 72 ккал/см²в год
лучистой энергии, к-рая частично расходуется на испарение воды (кружок
LE) и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной
теплоотдачи (стрелка Р).

Данные о составляющих Т. б. используются
при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии;
они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для
эмпирич. 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 энергетич. режима морских
течений, для изучения снежных и ледяных покровов, в физиологии растений
для исследования транспирации и фотосинтеза, в физиологии животных для
изучения термич, режима живых организмов. Данные о Т. б. были использованы
и для изучения географич. зональности в работах сов. географа А. А. Григорьева.

Лит.: Атлас теплового баланса
земного шара, под ред. М. И. Будыко, М., 1963; Б у д ы к о М. И., Климат
и жизнь, Л., 1971; Григорьев А. А., Закономерности строения и развития
географической среды, М., 1966. М. И. Будыко.