Джерела енергії географічної оболонки

Географічна оболонка є трансформатором енергії, що надходить до неї з надр і космосу (від Сонця); перший вид енергії називають ендогенною, другий — екзогенною енергією.

До ендогенної (внутріземної) енергії належать ті види енергії, що пов'язані з процесами всередині Землі, а також її гравітаційною взаємодією з Місяцем і Сонцем.

Енергія земних надр надходить у географічну оболонку в двох формах: у вигляді тепла (тепловий потік) і механічних переміщень речовини.

Тепловий потік у середньому в 10⁵ разів менший за потік електромагнітної сонячної енергії, становить усього 0,06 Дж/(м²·с), тобто він менший навіть за похибку потоку сонячної енергії.

Тепловий потік дуже контрастно диференційований на земній поверхні залежно від тектонічної структури, віку й сучасної активності земної кори. Найбільші значення теплового потоку спостерігаються в зонах серединних океанічних хребтів, насамперед у межах рифтових зон, оскільки там речовина мантії піднімається безпосередньо до поверхні літосфери. Тепловий потік у сейсмоактивних та вулканічних районах високий. Навпаки, в тектонічно спокійних регіонах, зокрема на давніх платформах, тепловий потік істотно нижчий від його середнього значення.

Тепловий потік є одним із джерел тектонічних рухів. За однією з гіпотез (глобальна тектоніка плит), нерівномірність розігрівання речовини мантії на межі з ядром спричиняє в мантії конвенцію (див. рис. 5.8). Висхідні потоки конвенції механічно захоплюють літосферні плити, переміщуючи одну відносно одної. Частина енергії витрачається на вертикальні пересування земної кори, що, в свою чергу, приводить у дію екзогенну (тобто зовнішню відносно поверхні) енергію поверхневого стоку.

Ендогенна енергія пов’язана з кількома порівняно рівнозначними джерелами, насамперед: розпадом радіоактивних елементів; гравітаційним стисненням та ущільненням речовини земних надр; припливним тертям, зумовленим взаємодією Землі з Місяцем і Сонцем.

Значення припливного тертя зростає з глибини до земної поверхні, отже, цим можна пояснити тільки деяку частину поверхневого теплового потоку. Нарешті, певна частина ендогенної енергії — це перетворена сонячна енергія, запасена в так званих геохімічних акумуляторах, наприклад, горючих корисних копалинах, а також деяких гірських породах абіогенного походження. В.М. Лебедєв і М.А. Бєлов вважають, що глинисті мінерали, нагромаджуючи енергію в умовах земної поверхні, виділяють її потім у процесі метаморфізації в надрах.

Частина сонячної енергії запасена в розсолах, законсервованих у земній корі (оскільки розчинення солі у воді є реакцією ендотермічною).

Оцінки кількості цих джерел енергії стосуються тільки нинішнього часу. Вважають, що в геологічному минулому було набагато більше радіоактивної і припливної енергії, оскільки на ранніх стадіях розвитку Землі було більше радіоактивних елементів, а Місяць розмішувався ближче до Землі.

Орієнтовні співвідношення різних потоків енергії, що надходять до географічної оболонки,Дж/(м²·с):

сонячна (поглинена атмосферою і земною

поверхнею) 2,3 · 10²

космічних променів (2...3) · 10-⁶

антропогенного виробництва (1975 р.) 16 · 10-³

розпаду радіоактивних ізотопів 7 · 10-³

припливного тертя 3,5 · 10-³

окиснення органічної речовини 0,4...0,6

геотермічна теплова 0,1

тектонічна п •10-³

Зазначимо, що ефективність енергетичного потоку суттєво залежить від форми надходження енергії: в концентрованому чи розсіяному вигляді, до нижньої чи верхньої межі геосфери тощо. Принаймні, незважаючи на наведені суттєві відмінності екзогенної та ендогенної енергії, їхня роль у географічній оболонці порівнювана.

Всю енергію, що надходить до Землі з Космосу, називають екзогенною, на 97 % це електромагнітне випромінення Сонця — сонячна радіація.

Водночас в географічну оболонку надходить радіохвильове випромінення (від Сонця і з Космосу).

Корпускулярний потік з α- і β-частинок (протонів та електронів) — сонячний і космічний вітер — майже повністю поглинається магнітосферою та верхніми шарами атмосфери. Його мінливість, зумовлена пульсаціями сонячної активності, спричиняє збурення геомагнітного поля, що впливає на біологічні процеси та стан здоров’я людей.

Уже багато десятиріч намагаються з’ясувати, наскільки впливають корпускулярні потоки на атмосферну циркуляцію. Суперечність цього питання полягає передусім у невеликій масі цих частинок і низькій сумарній їхній енергії (хоча кожна з частинок має високу енергію). Можливо, цей вплив має сигнальний характер, тобто виконує роль «пускового гачка» енергетичне потужного процесу.

Сонячна стала.Через малу мінливість інтенсивності сонячної енергії, яка надходить на верхню межу атмосфери, її потік, обчислений на 1 см² за хвилину, називають сонячною сталою. Вона дорівнює 1382 Дж/(м² с), або 1382 Вт/м². Оскільки Земля має кулясту форму, лише 1/4 частина цього потоку припадає в середньому на одиницю площі сфери (оскільки сонячна стала обчислена на одиницю площі поперечного перерізу сфери), тобто в середньому 345,5 Дж/(м² с).

Сонячне випромінення.Від Сонця до Землі прямує потік електромагнітної енергії в широкому діапазоні довжин хвиль, що разом складають сонячний спектр (рис. 6.2, крива 7). Випромінення без будь-яких змін досягає зовнішньої межі атмосфери.

Умовно весь спектр поділяють на три зони: 1) видимі (В) промені в інтервалі приблизно 0,4-0,76 мкм; 2) ультрафіолетове (УФ) випромінення, що має довжину хвиль до 0,4 мкм та 3) інфрачервоне (ІЧ) випромінення з довжиною хвиль понад 0,76 мкм.

Якби не земна атмосфера, то повний спектр сонячного випромінення надходив би до земної поверхні. Втім атмосфера править за потужний фільтр, що вибірково вилучає зі спектра деякі його зони. Вилучене випромінення перетворюється на тепло й зумовлює нагрівання (зростання внутрішньої енергії) частинок повітря. Наслідком цього є утворення в шарах атмосфери вертикальних зон високої енергії: іоносфери (термосфера) та стратосфери. Отже, земної поверхні досягають промені лише тієї частини спектра, що відповідає кривій 2.

Рис. 6.2.

Найсуттєвіше поглинання γ-випромінення й жорсткої УФ радіації (γ <0,1 мкм) відбувається на висоті понад 100-200 км над земною поверхнею (у термосфері).

У шарі максимальної концентрації озону (озоносфері, що в стратосфері) на висоті 15-25 км втрачається ще деяка частина короткохвильової (ультрафіолетової) радіації. Отже, у верхній та середній атмосферах втрачається найзагрозливіша для живих організмів зона спектру.

Розподіл сонячної енергії в тропосфері. Безпосередньо в тропосфері потік енергії розщеплюється на три майже рівнозначні частини. Частина сонячної енергії потрапляє на земну поверхню, залишаючись незмінною. Вона має назву прямої радіації. Пряма радіація ледве перебільшує 1/4 надходження енергії на верхню межу атмосфери.

Частина енергії (вибірково за зонами спектра) розсіюється в повітрі тропосфери (чим коротші хвилі, тим більшою мірою), й далі поширюється ізотропне. Деяка її частина досягає земної поверхні, забезпечуючи розсіяну (дифузну) радіацію.

Нарешті, частина сонячних променів відбивається хмарами, аерозольними частинками та поверхнею землі, забезпечуючи альбедо.

На рис. 6.3 подано структуру енергетичного балансу системи «земна поверхня—атмосфера—космос» за даними К. Я. Кондратьєва (1980 p.).

Рис. 3.

В атмосфері, крім вибіркового поглинання частини спектра, трапляється часткове розсіювання переважно в короткохвильовій зоні спектра та в усьому спектрі однаковою мірою — відбиття променів.

Пряма й розсіяна радіація разом складають сумарну радіацію, або інсоляцію (рис. 6.4). Вона становить 50 % повного сонячного спектра.

Значення потоків поглинання, відбиття і випромінення в інших авторів трохи відрізняються від наведених. Це не випадково, оскільки лише малу частку радіаційних потоків вимірюють безпосередньо за допомогою приладів, а переважно баланс енергії обчислюють. В атмосфері частина сонячної радіації поглинається водяною парою, озоном, пилом (аерозольними частинками), решта відбивається здебільшого верхньою межею хмар. Майже 40 % радіації розсіюється в атмосфері, і тільки приблизно 50 % її початкової кількості досягає земної поверхні.

Енергія, що надходить на земну поверхню, спричиняє механічні рухи речовини та основні фотохімічні і термохімічні реакції (без руйнування структури живої речовини). Вона ж забезпечує переважну частину теплової радіації.

Радіаційний баланс

Надходження радіації до земної поверхні залежить від цілої низки чинників.

Кут падіння сонячних променів — один з головних чинників, бо одна й та сама кількість променів припадає на площу поверхні, яка зростає зі зменшенням кута падіння пропорційно синусу того самого кута (або косинуса широти, якщо йдеться про земну кулю). Тому це правило називають законом косинуса: I_φ =I₀ cosφ, де φ — широта.

Більша частина радіаційного випромінення, що досягло земної поверхні, поглинається нею, решта відбивається.

Відношення потоку відбитого радіаційного випромінення ν до потоку падаючого V називають альбедо: α = ν /V·100 %. Альбедо мінливе в просторі та залежить від характеру підстильної поверхні — оптичних властивостей географічного ландшафту.

Рис. 6.5. Парниковий ефект у атмосфері: А – потік сонячної радіації ззовні в напрямку атмосфери; Б – потік сонячної радіації до земної поверхні; В – земне випромінювання від поверхні; Г – тепловий потік від атмосфери в космос (товщина стрілок пропорційна до енергії); 1, 2, 3 – фільтри (парникові гази)

Найменше альбедо властиве водній поверхні при високому положенні Сонця (до 1 %); у міру зниження Сонця над горизонтом альбедо зростає до кількох процентів. Найбільше альбедо в снігу, який щойно випав — 95 %. Ліс, сільськогосподарські угіддя мають альбедо 10-35 %, піски пустель 20-40, поверхня льодовика — майже 50 % (у середньому).

Відношення кількості радіації, відбитої Землею в цілому (і хмарами, і земною поверхнею), до кількості радіації, що надійшла на зовнішню межу атмосфери, називають планетарним альбедо Землі. Його оцінюють як 30-35 %.

Поглинена радіація нагріває земну поверхню й атмосферу, що, в свою чергу, стають джерелами випромінення.

Як відомо, випромінення є функцією температури. Температура земної поверхні коливається в межах від –90 до +80°С. У цьому разі випромінення тепла земними об’єктами (відповідно до закону Віна) зосереджено переважно в інтервалі хвиль від 4 до 120 мкм (максимум припадає на 10-15 мкм), тобто в невидимій інфрачервоній зоні. Майже 97 % випромінення земної поверхні поглинається атмосферою. Основними поглиначами довгохвильового випромінення є водяна пара і діоксид вуглецю.

Атмосфера майже непрозора для випроміненого земною поверхнею тепла, хоча для короткохвильової сонячної радіації — прозора на 50 %.

Отже, зрозуміло, що земне випромінення ніби «замикається» біля земної поверхні, причому тим ефективніше, чим більше водяної пари і діоксиду вуглецю в атмосферному повітрі. Це явище дістало назву парникового, або тепличного ефекту (рис. 6.5).

Різниця між надходженням і втратою радіації земною поверхнею становить її радіаційний бюджет

R = S + D – 0 – E_s + E_a,

де S, D, О — відповідно пряма, розсіяна та відбита радіація; E_s — випромінення земної поверхні; Е_а — противипромінення атмосфери.

Цей вираз називають рівнянням радіаційного балансу, також виражають графічно (рис. 6.6).

Рис. 6.6. Енергетичний баланс системи «земна поверхня – атмосфера – космос»: Qs, Q – сумарна радіація на верхній межі відповідно атмосфери й земної поверхні; α_s, α – альбедо Землі та земної поверхні відповідно; Lr – тепло конденсації водяної пари в атмосфері; LE – витрати тепла на випаровування вологи з поверхні Землі; I, I_s – витрати тепла Землею через випромінення відповідно від земної поверхні та від верхньої межі атмосфери

Середньобагаторічна сума радіаційного бюджету (за картою «Радіаційний баланс земної поверхні») коливається від негативних значень у полярних районах до 4,8·10⁹ Дж/м² (рис. 6.7).

У середньому для Землі радіаційний бюджет позитивний і становить 3,16·10⁹ Дж/м² на рік.

Атмосфера, на відміну від земної поверхні, більше випромінює, ніж поглинає. Дефіцит енергії, що виникає у такий спосіб, компенсується теплотою, яка надходить від земної поверхні разом із водяною парою (прихована теплота пароутворення), а також турбулентне під час підняття нагрітого біля земної поверхні повітря (рис. 6.8).

В цілому Земля як планета втрачає майже стільки радіаційної енергії, скільки й одержує. Тільки мала її частина акумулюється в органічній речовині та геохімічних акумуляторах. Тому кажуть, що Земля перебуває в стані радіаційної рівноваги.

Радіаційна рівновага саморегулюється через залежність від температури випромінення (за законом Стефана—Больцмана I = σ Т⁴, де I — випромінення поверхнею, що має абсолютну температуру Т). Залежно від температури змінюється довжина хвилі найбільшого випромінення й інтенсивність останнього таким чином, що ця зміна компенсує коливання в надходженні сонячної енергії.

Крім того, радіаційний баланс, як видно з рівняння, залежить від прозорості повітря щодо сонячної радіації (та шляху сонячного променя в атмосфері — оптичної потужності атмосфери).

Тепловий баланс

Тепловий баланс визначає розподіл енергії, що надходить до географічної оболонки. Його виражають як різницю між радіаційним бюджетом R і витратою її на процеси кругообігу, перетворень речовини та вдосконалення структури й організації географічної оболонки та геосистем.

Стосовно земної поверхні зазначають замість, наприклад, кругообігу води лише випаровування. Втім, щодо географічної оболонки в цілому казати про витрати теплоти на випаровування недоцільно, бо та сама волога, що випарилася, згодом конденсується (переважно в тропосфері), віддаючи свою енергію у вигляді теплоти повітря.

Рівняння теплового балансу має вигляд

R-(LE + P+A+Kh+F + ...) = О,

де R — радіаційний бюджет; LE та Р — процеси, пов’язані відповідно з кругообігом води та теплопереносом між земною поверхнею й атмосферою; Kh та F — поглинання енергії на геохімічні та фотохімічні процеси.

У цьому рівнянні найбільшими є витрати тепла, пов’язані з кругообігом вологи та турбулентним процесом обміну теплом через рухоме повітря. Водночас фотосинтез і ґрунтоутворення становлять менш ніж 1 % радіаційного бюджету, тому в рівнянні ці складові часто опускають. Однак вони достатньо важливі, оскільки мають здатність нагромаджуватися, протягом тривалого геологічного часу перебувати в накопиченому стані у вигляді вугілля, нафти та горючих сланців, а надто — в розсіяній органічній речовині в осадових породах. Саме використання цієї енергії є основою традиційної енергетики. Нині людство за рік споживає енергію, запасену біосферою Землі за 1 млн років.

Структура теплового балансу змінюється залежно від широти і типу географічного ландшафту як у напрямку від екватора до полюсів, так і при переході із суходолу у море і навпаки. Суходіл і океан відрізняються як за кількістю поглиненої радіації, так і за характером розподілу теплоти через різну здатність її поширення вглиб (рис. 6.9).

В океані влітку тепло поширюється вглиб на кілька сотень метрів (океанський термоклін). За сезон в океані нагромаджується (1,3-2,5)·10⁹ Дж/м² теплової енергії, що розподіляється завдяки термічній конвекції та механічному перемішуванню води у великому її шарі й тому не призводить до суттєвого її нагрівання (отже, через це стримується й видаток радіаційного бюджету — випромінення енергії). Крім того, теплоємність океанської води достатньо висока порівняно з гірськими породами та повітрям, що також стримує температурні коливання залежно від надходження теплоти.

На суходолі, що прогрівається лише на кілька метрів, за теплий сезон накопичується (в помірному поясі) близько 0,1·10⁹ Дж/м², тобто в 10-25 разів менше, ніж на такій самій площі океану. Гірські породи та частково й ґрунт мають меншу теплоємність, ніж вода, тому швидше нагріваються й відповідно втрачають частку теплоти через випромінення.

Приблизні розрахунки показують, що разовий вміст теплоти в поверхневому шарі Світового океану в 21 раз перевищує її надходження з сонячними променями протягом року. Навіть лише в 4-метровому поверхневому шарі води Світового океану теплоти в 4 рази більше, ніж у всій тропосфері.

Майже 80 % енергії, що її поглинає океанська вода, витрачається на випаровування — це становить 12-10²³ Дж/рік, що у 7 разів перевищує аналогічну статтю теплового балансу суходолу. Решта, 20 % енергії, витрачається на турбулентний теплообмін з атмосферою (що також набагато більше, ніж на суходолі) та на механічні процеси, що призводять до дисипації енергії під час механічної діяльності прибою та хвиль. Певна частина механічної енергії витрачається на горизонтальний перенос води — океанські течії. Відбувається дисипація енергії океанських вод за рахунок динамічних процесів у береговій зоні Світового океану, де сила удару хвиль досягає 8 т/м². У табл. 6.1 наведено деякі показники дисипації енергії за Г. Шопфом (1982 p.).

Таблиця 6.1.Оцінки середніх значень дисипації енергії на мілководді Світового океану

Процес	Енергія, 10⁹кВт
Вітрове хвилювання в прибійній зоні Припливні течії в мілководних морях Великомасштабні океанські течії (мілководдя) Інші процеси Сума	2,5 2,2 0,2 0,2 5,0

Вертикальний теплообмін океану з атмосферою (певним чином поєднаний з горизонтальним внутріокеанським) призводить до перенесення частини теплоти на суходіл. Через це, наприклад, території Західної та Центральної Європи мають зимові температури вищі за температуру радіаційної рівноваги на 25...35 °С. У середньому в теплообміні океану й атмосфери та суходолу бере участь шар води завтовшки близько 50 м.

Отже, енергетичний баланс суходолу набагато витратніший, аніж океану.

Завдяки великому запасу теплоти, нагромаджуваному Світовим океаном в цілому, передусім — його жарким поясом (протягом року) та помірним поясом (посезонно), а також властивостями води — високій теплоємкості й плинності, рухомості — Світовий океан править за глобальну «грілку» географічної оболонки.

Через ці взаємодії доцільно океан, атмосферу й суходіл розглядати як цілісну термодинамічну систему, що формує клімат Землі.

Додатний баланс сонячної енергії в Світовому океані спостерігають у низьких широтах до 30-40° широти обох півкуль. Звідси надлишок енергії переноситься океанськими течіями та циркуляцією атмосфери у вищі широти. Це сприяє вирівнюванню температурних контрастів у океані та й повсюдно, пом’якшуючи клімат: в низьких широтах — у бік зменшення спеки, в середніх і високих — відповідно у напрямі зниження надмірних холодів.

Тепловий баланс суходолу та його структура залежать від широти місця (за інсоляцією) та характеру підстильної поверхні (за розподілом енергії між складовими балансу). На рис. 6.10 показано два основних типи структури теплового балансу — гумідний (для поверхні Світового океану й великої частини суходолу) та аридний — у регіонах недостатньої зволоженості. Основні відмінності полягають у співвідношенні витрат тепла на випаровування води та турбулентний теплообмін, що мають певною мірою конкуруючий характер у рівнянні (оскільки збільшення однієї із складових неминуче відбувається за рахунок зменшення іншої).

Певна динамічна рівновага прибутку—видатку тепла дотримується лише в цілому, протягом певного часового циклу. В кожний момент часу в кожній довільній точці земної поверхні такої рівноваги не спостерігається, через що стимулюються процеси перенесення енергії.

Нарешті, зважимо на те, що система океан—атмосфера—суходіл достатньо інерційна (згадаємо й про наявність льодовиків), тому в ній відбуваються циклічні процеси, що є проявами саморегулювання. Одним з проявів такої циклічності є материкове зледеніння.

Розподіл температури земної поверхні.Середня температура земної поверхні становить близько 15,5°С. Це на 38°С вище за розрахункову температуру радіаційної рівноваги. Якби не парниковий ефект, середня температура земної поверхні була б –23°С.

Найвища температура спостерігається на так званому термічному екваторі — лінії, котра сполучає точки з найвищою середньорічною температурою. На відміну від географічного екватора, що є лінією перетину зі сферою площини найбільшого кола (тобто геометричне правильним колом), термічний екватор має вигляд хвилястої лінії. Він проходить у Північній півкулі приблизно біля паралелі 5° північної широти на океані та біля 10° північної широти на суходолі. Його положення в Північній півкулі пов’язане з термічною асиметрією Землі, що визначається нерівномірним розподілом суходолу та моря (у Південній півкулі суходіл переважно перебуває у високих широтах) та асиметрією зледеніння, що здебільшого розташоване також у Південній півкулі. Льодовик має високе альбедо, від’ємний радіаційний бюджет, через що сприяє вихолоджуванню півкулі.

Горизонтальний розподіл температур ускладнюється через вплив океанських течій та атмосферної циркуляції. Це ілюструє розподіл січневих і липневих температур земної поверхні (рис. 6.11).

Вгору від земної поверхні в тропосфері температура знижується в середньому на 0,6°С кожні 100 м висоти (за винятком станів інверсій, коли температура зростає від земної поверхні догори — звичайно в деякому незначному шарі повітря). Це зниження температури, як відомо, є результатом адіабатичного процесу, що ускладнюється через наявність у повітрі водяної пари. Можливий вміст водяної пари в повітрі, що прямо залежить від температури, з підняттям повітря зменшується, й залишок водяної пари конденсується, віддаючи повітрю приховану теплоту пароутворення у вигляді явного тепла конденсації (тобто втрачаючи частину внутрішньої енергії). Отже, температура в тропосфері знижується з висотою переважно за вологоадіабатичним законом.

В аридних районах, що охоплюють незначну частину загальної площі земної поверхні, через обмаль водяної пари повітря, здіймаючись угору, охолоджується швидше за сухоадіабатичним законом: на 1°С кожні 100 м висоти.

У земній корі температура підвищується з глибиною в середньому на 3°С кожні 100 м глибини. Це підвищення починається не з поверхні, а дещо нижче шару сталої температури.

У Світовому океані спостерігається двошарова стратифікація вод за температурою: теплий шар — океанський термоклін — має потужність сотні метрів, що спадає в напрямку високих широт, і холодний — нижче термокліну, до якого належить основна маса води океану (рис. 6.12).

Рис. 6.12. Океанський термоклін: а – загальна структура: І, ІІ, ІІІ, IV – відповідно поверхневий, проміжний, глибинний та придонний шари океанської водної маси (штриховою лінією показано термоклін); б – типові (за географічними поясами) криві вертикального розподілу температури в океанській воді: 1 – полярний; 2 – субарктичний; 3 – субарктичний атлантичний; 4 – субарктичний тихоокеанський; 5 – помірний тропічний; в – типові (за географічними поясами) криві вертикального розподілу солоності в океанській воді: 1 – полярний; 2 – субполярний; 3 – помірний тропічний; 4 – екваторіально-тропічний; 5 – північноатлантичний; 6 – середземноморський; 7 – індомалайський екваторіальний; г – сезонний розподіл температури та положення термокліну в Північній Атлантиці: 1 – закінчення зими; 2 – весна; 3 – літо; 4 – осінь; 5 – початок зими.

Середня температура океанської води становить менш ніж 4°С, тобто набагато нижча за температуру земної поверхні. Та через наявність теплого поверхневого шару холодні глибинні води Світового океану термічно ізольовані від поверхні й не впливають на її термічний стан безпосередньо. Втім, підсилення вертикального перемішування вод Світового океану може призвести до охолодження географічної оболонки. На це слід зважати, розробляючи глобальні екологічні моделі, та як на потенційний засіб регулювання температури.

Динаміка атмосфери

Атмосфера — найбільш рухома частина географічної оболонки. В механічну енергію атмосферних рухів переходить лише 1-2 % сонячної енергії, засвоюваної земною поверхнею у вигляді тепла. Цей перехід здійснюється під час роботи географічних теплових машин.

За В. В. Шулейкіним виділяється шість типів географічних теплових машин.

Найпотужнішою є географічна теплова машина першого роду — термодинамічна система «екватор—полюси», що працює цілий рік. З її функціонуванням пов’язані дві відомі загальні системи циркуляції — атмосфери (меридіональний перенос) та Світового океану.

У цій тепловій машині різниця температур постійно підтримується за рахунок нерівномірності надходження сонячної радіації на сферичну Землю. Водночас нерівномірність певною мірою залежить від пори року: в зимовій півкулі спостерігається набагато більший контраст, аніж у літній через те, що взимку у високих широтах температура спадає на 30-50°С порівняно з літом, а температура в низьких широтах суттєво не змінюється. Отже, однаково зростає контраст температур «нагрівача» та «холодильника» теплової машини першого роду.

Крім того, відбувається взаємодія між літньою та зимовою півкулями, через що повітря з холодної півкулі перетікає по земній поверхні в теплу, утворюючи екваторіальний мусон, що впливає й на теплову машину першого роду, послаблюючи її дію.

Відмінності в нагріванні материків та океану, про які детально йшлося вище, приводять до термічної взаємодії між ними, що проявляється у вигляді географічної теплової машини другого роду. На відміну від попередньої, вона має інверсійний характер дії (наприклад, бризова та мусонна циркуляції).

Влітку, коли океан прохолодніший за суходіл, з океану на суходіл переноситься вологе повітря, в якому запасена прихована теплота випаровування. Через подальшу конденсацію вологи вивільняється теплота, тобто таким чином — через теплоту конденсації — функціонує «тепловий насос».

Взимку умови змінюються: суходіл прохолодніший за океан (контраст температур може бути навіть більшим, аніж влітку), тому поблизу земної поверхні вітер має напрямок у бік океану. Тепло переноситься з океану на суходіл через горішню частину замкненої системи циркуляції за схемою фену (тобто повітря над океаном здіймається та водночас повільно охолоджується за вологоадіабатичним законом, але, опускаючись до поверхні суходолу, нагрівається майже вдвоє швидше за сухоадіабатичним законом). Отже, відбувається інверсія положення нагрівача й холодильника, та переважно односпрямований потік тепла — від океану на суходіл.

Географічна теплова машина другого роду відповідає за широтний перенос теплоти, що певною мірою конкурує з меридіональним. За умов посилення дії цієї теплової машини підсилюється циклонічна діяльність на західних і мусонна циркуляція — на східних окраїнах континентів у межах від субарктичного до субтропічного поясів. Через її дію західна та східна окраїни континентів отримують певну додаткову кількість тепла. Якби не теплоперенос, термічною нормою на кожній широті були б ті умови, що їх спостерігають повсякчас або по сезонах. Наприклад, «нормою» для зимових умов мають бути термічні умови, що спостерігаються в ізольованих регіонах, таких, як відомі «полюси холоду» Північної півкулі Верхоянська та Оймякона.

Географічну теплову машину третього роду утворюють циклонічні та антициклонічні кільця течій у Світовому океані, отже, вона не пов’язана з атмосферною циркуляцією, втім, розглянемо її на одному з прикладів.

Візьмемо за модель такої теплової машини замкнену комірку циркуляції в Саргасовому морі. Вона утворена течіями: Північною Пасатною, Гольфстрімом, Західних вітрів Північної півкулі (Північноатлантичною) та Канарською.

Океанські течії, котрі оточують Саргасове море, пов’язані з передачею моменту руху від атмосфери через дрейфові течії та теплоперенос, що його здійснює географічна теплова машина третього роду. Центром руху є західний фокус еліпса (поблизу Бермудських островів), за яким він здійснюється. Показані напрямок руху та ізоаномали температур на поверхні Атлантичного океану, що визначаються теплопереносом і водночас є його рушійною силою.

Рух у цій системі течій відбувається за годинниковою стрілкою, отже, має антициклонічний характер. Спосіб руху, як його пояснюють В. М. Лебедєв, Т. А. Айзатуллін та В. М. Хайлов, напрочуд простий і схожий на рух планети навколо центра мас, тобто відбувається за законами небесної механіки (зокрема, законами Кеплера): центр системи перебуває в західному фокусі еліпса, за яким рухається велетенська течія (витрата сягає 80 млн м³/с), а швидкість течії тим більша, чим ближче та течія до центра мас (тобто радіус-вектор описує рівні площі за однакові проміжки часу). Саме тому середня швидкість Гольфстріму, найближчої течії до центра мас, становить близько 1 м/с, а найвіддаленіша Канарська течія має всього 0,2 м/с.

Нагрівачем такої теплової машини є холодна Канарська течія, а також східна частина Північної Пасатної течії, вода яких захоплює тепло ззовні і за рахунок цього нагрівається. За холодильник править Гольфстрім та Північноатлантична течія, що віддають тепло в довколишнє середовище.

Зрозуміло, що ця система течій перекачує тепло з нижчих широт до вищих, тобто сприяє зниженню меридіонального контрасту температур, та утворює асиметричність поля температур відносно меридіональної осі Атлантичного океану.

Географічна теплова машина четвертого роду — система, в якій тепло в атмосфері переноситься вертикально від земної поверхні, а також від шарів локального нагріву в атмосфері.

Відомо, що атмосфера Землі в цілому холодніша за земну поверхню. Середня температура в приземному шарі повітря становить 15,5°С, або понад 287 К, а в середньому для тропосфери — 255 К. Отже, різниця температур становить понад 30°С, навіть якщо розглядати середні значення, що вкрай неточно. Насправді різниця температур може бути вдвоє більшою або ж зовсім незначною й навіть від’ємною (наприклад, узимку в Сибіру, де вихолоджування поверхні таке суттєве, що тропосферне повітря виявляється теплішим, тому встановлюється інверсія).

Якщо спадання температури з висотою перевищує адіабатичний градієнт, то стовп повітря стає стійким, і теплова машина не діє; в разі, якщо температура спадає з висотою менше за адіабатичний градієнт, виникає неврівноваженість вертикального стовпа повітря та розпочинається вертикальна циркуляція (термічна конвекція), що й характерне для географічної теплової машини четвертого роду.

Географічною тепловою машиною п’ятого роду В. В. Шулейкін назвав систему тропічного урагану, тобто циклону жаркого поясу. Цю систему доречно пояснити за схемами.

На рис. 6.13, а показано умови зародження тропічного урагану. Він розпочинається від баричної депресії, що виникає звичайно над сильно прогрітою зоною моря (архіпелаг островів, атоли, мілководдя), над якою тепле повітря надмірно зволожується й втрачає рівновагу, отримуючи імпульс висхідного руху.

Потім процес саморозвивається чи затухає залежно від того, досягне висхідний потік повітря рівня конденсації водяної пари (це відповідає саморозвитку) чи ні. Розглянемо перший варіант, оскільки другий не має сенсу.

Якщо внаслідок висхідного руху повітря в ньому розпочалася конденсація вологи, то через виділення прихованої теплоти пароутворення повітряний стовп нагрівається, що підсилює неврівноваженість тропосфери, й процес самопосилюється (рис. 6.13, б), оскільки барична депресія стає глибшою.

На рис. 6.13, в показано ще один важливий процес саморозвитку тропічного урагану. Через дію сили Коріоліса потоки повітря закручуються. Вертикальний потік, набуваючи все більшої швидкості, обертається навколо власної осі, що спричиняє відцентровий імпульс руху повітря до периферії висхідного стовпа повітря — ефект центрифуги. Отже, цей процес зумовлює підсилення баричного мінімуму в центрі системи, через що підсилюється вітер поблизу земної поверхні та стає ураганним — швидкість перевищує 29 м/с. Вітер і зливи сприяють випаровуванню вологи, що переносить до центра урагану енергію («паливо» процесу).

Якщо самопосилення тропічного урагану продовжується, депресія може стати такою глибокою, що поряд із висхідним, виникне й низхідний рух повітря, що, засмоктуючись у центр виру, розкидається відцентровою силою тим більше, чим вища швидкість того руху. Як крайній випадок, утворюється смерч — вертикальний стовп повітря, насиченого водою тощо, що неймовірно обертаючись, повільно рухається над акваторією. А згори смерч тягне хмари.

Відомі випадки, коли в зоні тропічного циклону формувалося кілька таких смерчів водночас.

Процес, що регулюється за схемою додатного зворотного зв’язку, міг би самопосилюватися вкрай довго. Втім, як правило, тропічний ураган вщухає приблизно за два тижні. Це трапляється з кількох причин — закономірних і випадкових. До перших належить те, що кожна система, яка обертається відносно земної поверхні, неодмінно й рухається відносно неї, тобто її вісь має поступово переміщуватись у просторі. Швидкість такого переміщення, як правило, становить кілька десятків кілометрів за годину (швидкість вітру приблизно на порядок вища). Відповідно тропічний ураган покине ту місцевість, що сприяла його зародженню. Випадково спричиняє вщухання стихії й вихід урагану на суходіл, де припиняється надходження водяної пари, тобто «палива» процесу, тому висхідний рух повітря затухає.

Спостерігаються й інші термічні системи (географічні теплові машини) такого самого типу. Прикладом є циклон помірних широт — також вихор діаметром у кілька сотень кілометрів, що обертається навколо центра, котрий, у свою чергу, переміщується за траєкторією, вигнутою в бік полюса, зі швидкістю близько 50-60 км/год. Циклон помірних широт, як правило, виникає на атмосферному фронті, в зоні підвищеного контрасту фізичного стану повітряних мас, що взаємодіють (рис. 6.14). Спочатку частково холодне повітря втягується в тепле, потім циклон перетворюється на «зірку», промені якої є типами різного повітря, що втілюються в повітряні маси з протилежними властивостями та утворюють локальні атмосферні фронти: теплий і холодний. Нарешті, циклонічна система набуває самостійності, її рушійною силою є тепло, запасене в повітряній волозі. Далі процес саморозвивається так само, як на перших двох стадіях тропічного урагану, що описано вище.

Коли запаси вологи в теплому повітрі циклону вичерпуються, настає його оклюзія, тобто тепле повітря відривається від земної поверхні і втрачає джерело живлення (надходження тепла з водяною парою).

На рис. 6.15 наведені стадії розвитку циклону помірних широт у вигляді блок-схем.

На рис. 6.16 показана ідеалізована система циркуляції повітря над океаном: симетричні щодо екватора динамічні максимуми субтропічних широт, що спричиняють відповідний рух повітря у вигляді вихорів за рухом годинникової стрілки у Північній і проти — у Південній півкулях, та мінімуми — екваторіальних і помірних широт.

Географічна теплова машина шостого роду. В океані на межах течій і в центральних частинах круговоротів розвиваються синоптичні вихори — фізичний аналог циклонів атмосфери. Такі вихори було виявлено ще в 30-х роках століття на периферії Гольфстріму та Північноатлантичної течії. Діаметр вихорів становить близько 100 км, переміщення на захід з середньою швидкістю — 5-6 см/с, а швидкість руху води в полі вихору — до 25 см/с на поверхні, близько 35 см/с на глибині 0,4-0,6 км. Глибина поширення вихору становить до 1,5 км.

Синоптичні вихори впливають на теплообмін океану з атмосферою, певною мірою визначаючи погоду на акваторії та в прилеглій частині суходолу, термічну, хімічну і біологічну структуру вод.

Коефіцієнт корисної дії теплових машин в географічній оболонці малий. Незважаючи на це, вони здійснюють величезну роботу, крім того, зумовлюють клімат Землі, бо правлять за його динамічний фактор.