3. Круговорот теплоты на земном шаре и роль в нем природных вод

Энергетической основой движения вод на Земле служат в пер­вую очередь солнечная радиация и тепловые процессы, а во вторую — сила тяжести. Поэтому прежде чем проанализировать закономерности круговорота воды на земном шаре, рассмотрим особенности круговорота теплоты на Земле и роль в нем гидро­сферы.

Единственным внешним источником поступления теплоты на Землю служит Солнце — излучаемая им коротковолновая радиация. Современная средняя величина солнечной постоянной принимает­ся равной 1367 Вт/м². Учитывая шарообразность Земли, можно по­лучить, что на верхнюю границу атмосферы поступает часть указанной величины, т. е. 341,8 Вт/м². С учетом площади поверх­ности Земли (510 млн км²) получим, что величина приходящей к пла­нете коротковолновой солнечной радиации составляет 341,8 Вт/м²х х 510 • 10¹² м= 1,743-10¹⁷ Вт или за «средний» год (365,25 сут = = 31,56-10⁶ с) 5,50* 10²⁴ Дж.

Тепловой баланс атмосферы и земной поверхности очень сло­жен (С. П. Хромов, М. А. Петросянц, 2001). Для приближенной оценки теплового баланса Земли воспользуемся схемой, предло­женной М. И. Будыко (1980). Эта схема относительно проста, но вполне достаточна, чтобы уяснить роль гидросферы в тепловом балансе Земли.

Обычно принимают, что планетарное альбедо Земли равно 30 %. Это означает, что 30 % коротковолновой солнечной радиации отра­жается Землей и уходит обратно в мировое пространство. Осталь­ная часть солнечной радиации (70 %, или 239,3 Вт/м², а всего для планеты 12,20-10¹⁷ Вт, т. е. 3,85-10²⁴ Дж в год) поглощается атмосфе­рой и земной поверхностью.

Земля в течение длительного времени сохраняет свое тепловое равновесие; это означает, что в мировое пространство должно уходить то же количество теплоты, что и поглощается Землей (239,3 Вт/м²), но уже в виде длинноволнового излучения.

Поглощаемая Землей солнечная радиация (239,3 Вт/м²) расхо­дуется, по оценкам М. И. Будыко, следующим образом: 66 % по­глощается земной поверхностью, а остальные 34 % — атмосферой.

Радиационный баланс земной поверхности (R) равен погло­щенной этой поверхностью радиации за вычетом эффективного излучения (/). На долю R и / приходится соответственно около 105 и 53 Вт/м², или 44 и 22 % поглощенной всей Землей солнечной радиации.

Большая часть радиационного баланса земной поверхности (84 %) тратится на испарение воды. Это количество теплоты (около 88 Вт/м²) составляет 37 % всей поглощенной Землей солнечной радиации.

Затраты такого большого количества теплоты на испарение воды, безусловно, оказывают регулирующее влияние на тепловые процес­сы на Земле, и в этом проявляется важнейшая роль гидросферы в формировании климата планеты. Отметим также, что такие боль­шие затраты теплоты на испарение обязаны одному из уникальных свойств самой воды — аномально большой удельной теплоте испа­рения (см. гл. 1). Испарение воды — это основа круговорота воды на Земле, о котором речь пойдет в разд. 3.4.

Оставшаяся часть энергии радиационного баланса (16 % от R или 7 % от всей поглощенной планетой солнечной радиации) рас­ходуется на турбулентный теплообмен с атмосферой.

Важно отметить, что огромное количество теплоты, затрачен­ной на испарение воды, полностью возвращается в атмосферу при конденсации водяного пара. Эта «возвращаемая» теплота обогрева­ет атмосферу и становится причиной ее активности, особенно в тро­пиках. Атмосфера, следовательно, получает теплоту из трех источ­ников: поглощенной коротковолновой радиации (34 % всей солнеч­ной радиации, перехваченной Землей), прихода теплоты в резуль­тате конденсации водяного пара (37 %) и турбулентного потока теплоты от земной поверхности (7 %) (всего 78 %). Вместе с эффек­тивным излучением земной поверхности (22 %) это дает 100 %, т. е. сумму длинноволнового излучения всей Земли в мировое простран­ство, в точности равное поглощенной планетой коротковолновой солнечной радиации.

Отношение эффективного излучения ко всему уходящему в ми­ровое пространство длинноволновому излучению, равное 0,22, зна­чительно меньше отношения поглощенной земной поверхностью радиации ко всей приходящей к верхней границе атмосферы корот­коволновой солнечной радиации, равного 0,66. Это, как указывает М. И. Будыко (1980), и характеризует влияние парникового эффек­та на тепловой баланс Земли. Парниковый эффект создают содер­жащиеся в атмосфере водяной пар, С0₂ и другие газы. По неко­торым оценкам (Экологический энциклопедический словарь, 1999), энергетический вклад С0₂ в парниковый эффект составляет около 50 Вт/м². Увеличение концентрации С0₂ в XX в. повысило, по дан­ным Б. Болина (2003), антропогенное энергетическое воздействие С0₂ на парниковый эффект на 2,5 Вт/м². Это относительно не­большое энергетическое влияние С0₂ на приземную часть атмосфе­ры оказалось достаточным, чтобы повысить температуру на 0,6 °С (см. разд. 3.2).

Важно подчеркнуть различия в тепловом балансе поверхности суши и Мирового океана. Установлено, что на суше на испарение воды затрачивается около 54 % энергии радиационного баланса, а на поверхности океана —уже более 90%.

Океан, имея температуру поверхностного слоя в среднем более высокую, чем атмосфера (приблизительно на 3 °С), играет важней­шую роль в глобальном теплообмене и обогревает атмосферу. По расчетам В. Н. Степанова (1983), в океане (в основном в его поверх­ностном слое) содержится 31,8-10²⁷ Дж теплоты, что в 21 раз боль­ше, чем в атмосфере.

Помимо отмеченного значения гидросферы в тепловом балансе Земли, необходимо обратить внимание на очень важную роль, которую она играет в перераспределении теплоты на земной по­верхности.

В целом для поверхности Земли радиационный баланс Л_пов и затраты теплоты на испарение и теплообмен с атмосферой 0_ИСП + + 0_атм полностью балансируются, но на различных широтах это уже не наблюдается. В экваториальной части планеты Д,_ов > 0_ИСП + ©атм> в приполярных районах соотношение обратное (рис. 3.2, а). Чтобы избыток теплоты в низких и дефицит теплоты в высоких широтах в целом для Земли балансировались, необходимо существование постоянно действующего механизма передачи теплоты из экватори­альной зоны к полюсам. Осуществляют этот меридиональный пе­ренос теплоты в основном океанские течения. Физической причи­ной течений служит неоднородность распределения плотности воды,

Рис. 3.2. Распределение на земном шаре:

а — радиационного баланса поверхности Земли R„_0B (/) и суммы тепловых затрат на испарение и передачу теплоты атмосфере 0„_с„ + ®атм (^); б — испаряемости z» (3)\ осадков х (4); в — темпера­туры воздуха Т за январь (5) и июль (6); типизация климатов Земли по Б. П. Алисову: Аркт — аркти­ческий, Ант — антарктический, Саркт — субарктический, Сант — субантарктический, Ум — умерен­ный, Стр — субтропический, Тр — тропический, Сэкв — субэкваториальный, Экв — экваториальный

а она, в первую очередь,— различиями в температуре разных частей океана. Более подробно об этом будет сказано в гл. 10.

Следует добавить, что в результате неравномерного распределе­ния теплоты на земном шаре складывается неравномерное распре­деление атмосферного давления, температуры воздуха и испаряемо­сти, а также атмосферных осадков (рис. 3.2, б, в).

Заметим, что испаряемость (потенциально возможное, т. е. не лимитируемое запасами воды испарение в данном месте при суще­ствующих атмосферных условиях) и температура в целом повторя­ют кривую распределения по широте радиационного баланса, от которой они зависят. Обращает на себя внимание и такой факт. В условиях арктического, субарктического, антарктического и суб­антарктического, а также частично умеренного и экваториаль­ного климата осадки х превышают теоретически возможное испа­рение (испаряемость г₀); здесь наблюдается избыток влаги и рас­положены области с избыточным увлажнением («индекс сухости» zjx< 0,45, по М. И. Будыко) — арктические пустыни, тундра, лесо­тундра, альпийские луга и занятые лесами области с достаточным увлажнением (z₀/x = 0,45 н-1,00). В условиях субтропического, тро­пического, субэкваториального и частично умеренного и экватори­ального климата отмечаются, наоборот, превышение испаряемости над осадками и дефицит влаги; здесь расположены области с не­достаточным увлажнением (z_a/x= 1,00 3,00) — лесостепь, ксерофит- ная субтропическая растительность, а также сухие области полупу­стынь и пустынь (г_оЛ>3,0). Условия увлажнения, как будет пока­зано далее, играют важнейшую роль в формировании водного ба­ланса и гидрологического режима речных бассейнов, озер и морей.