Тепловий баланс Землі, співвідношення приходу і витрати енергії (променистою і тепловою) на земній поверхні, в атмосфері і в системі Земля — атмосфера. Основним джерелом енергії для переважної більшості фізичних, хімічних і біологічних процесів в атмосфері, гідросфері і у верхніх шарах літосфери є сонячна радіація, тому розподіл і співвідношення складових Т. би. характеризують її перетворення в цих оболонках.
Т. би. є приватними формулюваннями закону збереження енергії і складаються для ділянки поверхні Землі (Т. би. земній поверхні); для вертикального стовпа, що проходить через атмосферу (Т. би. атмосфери); для такого ж стовпа, що проходить через атмосферу і верхні шари літосфери або гідросферу (Т. би. системи Земля — атмосфера).
Рівняння Т. би. земній поверхні: R + P + F 0 + LE = 0 є сумою алгебри потоків енергії між елементом земної поверхні і навколишнім простором. До числа цих потоків входить радіаційний баланс (або залишкова радіація) R — різниця між поглиненою короткохвильовою сонячною радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням із земної поверхні. Позитивна або негативна величина радіаційного балансу компенсується декількома потоками тепла. Оскільки температура земної поверхні зазвичай не дорівнює температурі повітря, то між підстилаючою поверхнею і атмосферою виникає потік тепла Р. Аналогічний потік тепла F 0 спостерігається між земною поверхнею і глибшими шарами літосфери або гідросфери. При цьому потік тепла в грунті визначається молекулярною теплопровідністю, тоді як у водоймищах теплообмін, як правило, має більшою чи меншою мірою турбулентний характер. Потік тепла F 0 між поверхнею водоймища і його глибшими шарами чисельно дорівнює зміні теплосодержанія водоймища за даний інтервал часу і перенесенню тепло течіями у водоймищі. Істотне значення в Т. би. земній поверхні зазвичай має витрату тепла на випар LE, який визначається як твір маси води Е, що випарувалася, на теплоту випару L. Величина LE залежить від зволоження земної поверхні, її температури, вологості повітря і інтенсивності турбулентного теплообміну в приземному шарі повітря, яка визначає швидкість перенесення водяної пари від земної поверхні в атмосферу.
Рівняння Т. би. атмосфери має вигляд: R а + L r + P + F а = D W.
Т. би. атмосфери складається з її радіаційного балансу R а ; приходу або витрати тепла L r при фазових перетвореннях води в атмосфері (г — сума опадів); приходу або витрати тепла Р, обумовленого турбулентним теплообміном атмосфери із земною поверхнею; приходу або витрати тепла F а , викликаного теплообміном через вертикальні стінки стовпа, який пов'язаний з впорядкованими рухами атмосфери і макротурбулентністю. Крім того, в рівняння T. би. атмосфери входить член DW, рівний величині зміни теплосодержанія усередині стовпа.
Рівняння Т. би. системи Земля — атмосфера відповідає сумі алгебри членів рівнянь Т. би. земної поверхні і атмосфери. Складові Т. би. земної поверхні і атмосфери для різних районів земної кулі визначаються шляхом метеорологічних спостережень (на актинометричних станціях, на спеціальних станціях Т. би., на метеорологічних супутниках Землі) або шляхом кліматологічних розрахунків.
Середні широтні величини складових Т. би. земної поверхні для океанів, суші і Землі і Т. би. атмосфери приведені в таблицях 1, 2, де величини членів Т. би. вважаються позитивними, якщо відповідають приходу тепла. Оскільки ці таблиці відносяться до середніх річних умов, в них не включені члени, що характеризують зміни теплосодержанія атмосфери і верхніх шарів літосфери, оскільки для цих умов вони близькі до нуля.
Для Землі як планети, разом з атмосферою, схема Т. би. представлена на мал.(малюнок) На одиницю поверхні зовнішнього кордону атмосфери поступає потік сонячній радіації, рівний в середньому близько 250 ккал/см 2 в рік, з яких біля відбивається в світовий простір, а 167 ккал/см 2 в рік поглинає Земля (стрільця Q s на мал. ). Земної поверхні досягає короткохвильова радіація, рівна 126 ккал/см 2 в рік; 18 ккал/см 2 в рік з цієї кількості відбивається, а 108 ккал/см 2 в рік поглинається земною поверхнею (стрільця Q ). Атмосфера поглинає 59 ккал/см 2 в рік короткохвильової радіації, тобто значно менше, ніж земна поверхня. Ефективне довгохвильове випромінювання поверхні Землі рівне 36 ккал/см 2 в рік (стрілка I ) , тому радіаційний баланс земної поверхні рівний 72 ккал/см 2 в рік. Довгохвильове випромінювання Землі в світовий простір рівно 167 ккал/см 2 в рік (стрілка I s ) . Таким чином, поверхня Землі отримує близько 72 ккал/см 2 в рік променистої енергії, яка частково витрачається на випар води (кружок LE ) і частково повертається в атмосферу за допомогою турбулентної тепловіддачі (стрільця Р ) .
Таблиця. 1. — Тепловий баланс земної поверхні, ккал/см 2 рік
Широта, градуси
Океани
Сушачи
Земля в середньому
R LE Р F про
R LE Р
R LE Р F 0
70—60 північної широти
60—50
50—40
40—30
30—20
20—10
10— 0
0—10 південної широти
10—20
20—30
30—40
40—50
50—60
Земля в цілому
23— 33 —16 26
29— 39 —16 26
51— 53 —14 16
83— 86 —13 16
113— 105 — 9 1
119— 99 — 6 —14
115— 80 — 4 —31
115— 84 — 4 —27
113— 104 —5 —4
101— 100 — 7 6
82— 80 —9 7
57— 55 —9 7
28— 31 —8 11
82— 74 —8 0
20 —14 — 6
30 —19 —11
45 —24 —21
60 —23 —37
69 —20 —49
71 —29 —42
72 —48 —24
72 —50 —22
73 —41 —32
70 —28 —42
62 —28 —34
41 —21 —20
31 —20 —11
49 —25 —24
21 —20 — 9 8
30 —28 —13 11
48 —38 —17 7
73 —59 —23 9
96 —73 —24 1
106 —81 —15 —10
105 —72 — 9 —24
105 —76 — 8 —21
104 —90 —11 —3
94 —83 —15 4
80 —74 —12 6
56 —53 — 9 6
28 —31 — 8 11
72 —60 —12 0
Дані про складові Т. би. використовуються при розробці багатьох проблем кліматології, гідрології суші, океанології; вони застосовуються для обгрунтування чисельних моделей теорії клімату і для емпіричної перевірки результатів вживання цих моделей. Матеріали о Т. би. грають велику роль у вивченні змін клімату, їх застосовують також в розрахунках випару з поверхні річкових басейнів, озер, Морея і океанів, в дослідженнях енергетичного режиму морських течій, для вивчення снігових і крижаних покривів, у фізіології рослин для дослідження транспірування і фотосинтезу, у фізіології тварин для вивчення термічного режиму живих організмів. Дані о Т. би. були використані і для вивчення географічної зональності в роботах радянського географа А. А. Грігорьева.
Таблиця. 2. — Тепловий баланс атмосфери, ккал/см 2 рік
Широта, градуси
R а
L r
P
F а
70—60 північної широти
60—50
50—40
40—30
30—20
20—10
10—0
0—10 південної широти
10—20
20—30
30—40
40—50
50—60
Земля в цілому
—70
—60
—60
—69
—82
—83
—76
—74
—76
—74
—71
—64
—57
—72
28
43
47
46
42
70
115
90
74
51
55
61
58
60
9
13
17
23
24
15
9
8
11
15
12
9
8
12
33
4
—4
0
16
—2
—48
—24
—9
8
4
—6
—9
0
Літ.: Атлас теплового балансу земної кулі, під ред. М. І. Будико, М., 1963; Будико М. І., Клімат і життя, Л., 1971; Грігорьев А. А., Закономірності будови і розвитку географічного середовища, М., 1966.
