Загальне землезнавство - Олійник Я.Б. - 6.4. Тепловий баланс Землі

Майже все тепло атмосфера, як і земна поверхня, одержує від Сонця. До інших джерел нагрівання належить тепло, що надходить з надр Землі, але воно становить лише долі відсотка від загальної кількості тепла.

Хоча сонячне випромінювання і служить єдиним джерелом тепла для земної поверхні, тепловий режим географічної оболонки не є тільки наслідком радіаційного балансу. Сонячне тепло перетворюється і перерозподіляється під впливом земних факторів, і насамперед трансформується повітряними та океанічними течіями. Вони ж, у свою чергу, зумовлені нерівномірним розподілом по широтах сонячного випромінювання. Це один з яскравих прикладів тісного глобального зв'язку і взаємодії різних компонентів у природі.

Для живої природи Землі важливе значення має перерозподіл тепла між різними широтами, а також між океанами і материками. Завдяки цьому процесу відбувається дуже складний просторовий перерозподіл тепла на поверхні Землі відповідно до переважаючих напрямів руху повітряних і океанічних течій. Проте сумарне перенесення тепла направлене, як правило, з низьких широт у високі і з океанів на материки.

Розподіл тепла в атмосфері відбувається шляхом конвекції, теплопровідності і випромінювання. Теплова конвекція проявляється скрізь на планеті, бо вітри, висхідні і низхідні повітряні потоки мають повсюдне поширення. Особливо сильно конвекція виражена в тропіках.

Теплопровідність, тобто передача тепла при безпосередньому контакті атмосфери з теплою або холодною поверхнею землі, має порівняно невелике значення, бо повітря — поганий провідник тепла. Саме ця властивість знайшла широке використання при виготовленні віконних рам з подвійними склом.

Надходження і витрати тепла в нижній атмосфері на різних широтах неоднакові. Північніше 38° пн. ш. випромінюється тепла більше, ніж поглинається. Ця втрата компенсується теплими океанічними і повітряними течіями, направленими у помірні широти.

Процес надходження й витрачання сонячної енергії, нагрівання й охолодження всієї системи атмосфери Землі характеризується тепловим балансом. Якщо прийняти річне надходження сонячної енергії на верхню межу атмосфери за 100 %, то баланс сонячної енергії виглядатиме так: відбивається від Землі й повертається назад в космічний простір 42 % (ця величина характеризує альбедо Землі), причому 38 % відбивається атмосферою і 4 % — поверхнею Землі. Решта (58 %) поглинається: 14 % — атмосферою і 44 % — земною поверхнею. Нагріта поверхня Землі віддає назад всю поглинуту нею енергію. При цьому випромінювання енергії земною поверхнею становить 20 %, на нагрівання повітря й випаровування вологи витрачається 24 % (5,6 % — на нагрівання повітря і 18,4 % — на випаровування вологи).

Такі загальні характеристики теплового балансу земної кулі в цілому. Насправді ж для різних широтних поясів, для різних поверхонь тепловий баланс буде далеко не однаковим. Так, тепловий баланс будь-якої території порушується при сході і заході Сонця, при зміні пір року, залежно від атмосферних умов (хмарності, вологості повітря і вмісту в ньому пилу), характеру поверхні (вода або суша, ліс або лука, сніговий покрив чи оголена земля), висоти над рівнем моря. Більше всього тепла випромінюється вночі, взимку і через розріджене чисте сухе повітря на великих висотах. Але у підсумку втрати внаслідок випромінювання компенсуються теплом, що надходить від Сонця, і на Землі в цілому переважає стан динамічної рівноваги, інакше вона розігрівалася б або, навпаки, охолоджувалася.

6.5. Температура повітря

Нагрівання атмосфери відбувається досить складним шляхом. Короткі хвилі сонячних променів у діапазоні від видимого червоного до ультрафіолетового світла перетворюються біля поверхні Землі в більш довгі теплові хвилі, які пізніше, при випромінюванні їх з поверхні Землі, нагрівають атмосферу. Нижні шари атмосфери розігріваються швидше верхніх, що пояснюється вказаним тепловим випромінюванням земної поверхні і тим, що вони мають більшу щільність і насичені водяною парою.

Характерною рисою вертикального розподілу температури в тропосфері є її зниження з висотою. Середній вертикальний градієнт температури, тобто середнє зменшення, розраховане на 100 м висоти, дорівнює 0,6 °С. Охолодження вологого повітря супроводжується конденсацією вологи. При цьому виділяється певна кількість теплоти, яка була затрачена на утворення пари. Тому при піднятті угору вологого повітря його охолодження відбувається майже вдвічі повільніше за сухе. Геотермічний коефіцієнт сухого повітря тропосфери становить в середньому 1 °С.

Повітря, яке піднімається вверх від нагрітої поверхні суші і водойм, потрапляє в зону пониженого тиску. Це дозволяє йому розширюватися, а у зв'язку з цим певна кількість теплової енергії переходить у кінетичну. Внаслідок цього процесу повітря охолоджується. Якщо при цьому воно нізвідки не одержує тепла і нікуди його не віддає, то весь описаний процес називається адіабатичним, або динамічним охолодженням. І навпаки, повітря, що опускається, потрапляє в зону підвищеного тиску, воно ущільнюється повітрям, що його оточує, і механічна енергія переходить у теплову. Через це повітря зазнає адіабатичного нагрівання, яке становить в середньому 1 °С на кожні 100 м опускання.

Іноді температура повітря з висотою зростає. Це явище одержало назву інверсії. Причини u' прояву різноманітні: радіаційне випромінювання Землі над льодовими покривами, проходження сильних течій теплого повітря над холодною поверхнею. Особливо характерні інверсії для гірських районів: важке холодне повітря стікає в гірські улоговини і там застоюється, витісняючи угору більш легке тепле повітря.

Добові і річні зміни температури повітря відображає тепловий стан поверхні. В приземному шарі повітря добовий максимум встановлюється о 14—15 год, а мінімум спостерігається після сходу Сонця. Найбільша добова амплітуда має місце в субтропічних широтах (30 °С), найменша — в полярних (5 °С). Річний хід температури залежить від широти, характеру підстилаючої поверхні, висоти місця над рівнем океану, рельєфу, віддаленості від океану.

В розподілі річних температур на земній поверхні виявлено певні географічні закономірності.

1. В обох півкулях середні температури знижуються в напрямі до полюсів. Проте термічний екватор — найтепліша паралель із середньою річною температурою 27 °С — розташована в Північній півкулі приблизно на 15—20° широти. Пояснюється це тим, що суша займає тут більшу площу, ніж на географічному екваторі.

2. Від екватора на північ і південь температури змінюються нерівномірно. Між екватором і 25-тою паралеллю зниження температури відбувається дуже повільно — менше двох градусів на кожні десять градусів широти. Між 25° і 80° широти в обох півкулях температури знижуються дуже швидко. Місцями це зниження перевищує 10 °С. Далі до полюсів швидкість падіння температури знову зменшується.

3. Середні річні температури всіх паралелей Південної півкулі менші за температури відповідних паралелей Північної півкулі. Середня температура повітря переважно "материкової" Північної півкулі становить у січні +8,6 °С, у липні — +22,4 °С; в Південній "океанічній" півкулі середня температура липня +11,3 °С, січня - +17,5 °С. Удвічі більша річна амплітуда коливань температури повітря в Північній півкулі пояснюється особливостями розподілу суші і моря на відповідних широтах і охолоджуючим впливом грандіозного льодового куполу Антарктиди на клімат Південної півкулі.

Важливі характеристики розподілу температур повітря на Землі дають карти ізотерм. Так, на основі аналізу розподілу липневих ізотерм на земній поверхні можна сформулювати такі основні висновки.

1. У позатропічних областях обох півкуль ізотерми над материками вигинаються на північ відносно положення її на океанах. У Північній півкулі це зумовлюється тим, що суша нагріта сильніше, ніж море, а в Південній — зворотне співвідношення: в цей час тут суша холодніша за море.

2. Над океанами липневі ізотерми відбивають вплив холодних течій на температури повітря. Особливо помітно це проявляється вздовж тих західних берегів Північної Америки і Африки, які омиваються холодними відповідно Каліфорнійською і Канарською океанічними течіями. У Південній півкулі ізотерми вигнуті в протилежну сторону на північ — теж під впливом холодних течій.

3. Найвищі середні температури липня спостерігаються в пустелях, розташованих північніше від екватора. Особливо жарко в цей час в Каліфорнії, Сахарі, Аравії, Ірані, внутрішніх районах Азії.

Розподіл січневих ізотерм теж має свої особливості.

1. Вигини ізотерм над океанами на північ і над сушею на південь стають ще рельєфнішими, контрастнішими. Найбільше це проявляється у Північній півкулі. Сильні вигини ізотерм у бік Північного полюсу відображають збільшення теплової ролі океанічних течій Гольфстрім в Атлантичному океані і Куро-Сіо в Тихому.

2. У позатропічних областях обох півкуль ізотерми над материками помітно вигнуті на південь. Це пояснюється тим, що в Північній півкулі суша холодніша, а в Південній — тепліша, ніж море.

3. Найвищі середні температури в січні бувають у пустелях тропічного поясу Південної півкулі.

4. Областями найбільшого охолодження на планеті в січні, як і в липні, є Антарктида і Гренландія.

У цілому можна констатувати, що ізотерми Південної півкулі упродовж усіх сезонів року мають більш прямолінійний (широтний) характер простягання. Відсутність тут суттєвих аномалій в ході ізотерм пояснюється значним переважанням водної поверхні над сушею. Аналіз ходу ізотерм свідчить про тісну залежність температур не тільки від величини сонячного випромінювання, а й від перерозподілу тепла океанічними і повітряними течіями.