1. Земля в целом, атмосфера в отдельности и земная поверхность
находятся в состоянии теплового равновесия, если рассматривать
условия за длительный период (год или, лучше, ряд лет). Средние
температуры их от года к году изменяются мало, а от одного
многолетнего периода к другому остаются почти неизменными. Отсюда
следует, что приток и отдача тепла за достаточно длительный период
равны или почти равны.
Земля получает тепло, поглощая солнечную радиацию в атмосфере и
особенно на земной поверхности. Теряет она тепло путем излучения в
мировое пространство длинноволновой радиации земной поверхности и
атмосферы. При тепловом равновесии Земли в целом приток солнечной
радиации (на верхнюю границу атмосферы) и отдача радиации с верхней
границы атмосферы в мировое пространство должны быть равными. Иначе
говоря, на верхней границе атмосферы должно существовать лучистое
равновесие, т. е. радиационный баланс, равный нулю.
Атмосфера, отдельно взятая, получает и теряет тепло, поглощая
солнечную и земную радиацию и отдавая свою радиацию вниз и вверх.
Кроме того, она обменивается теплом с земной поверхностью
нерадиационным путем. Тепло переносится от земной поверхности в
воздух или обратно путем теплопроводности. Наконец, тепло
затрачивается на испарение воды с подстилающей поверхности; затем
оно освобождается в атмосфере при конденсации водяного пара. Все
указанные потоки тепла, направленные в атмосферу и из атмосферы, за
длительное время должны уравновешиваться.
Рис. 37. Тепловой баланс Земли, атмосферы и
земной поверхности. 1 - коротковолновая радиация,
II-длинноволновая радиация, III - нерадиационый обмен.
Наконец, на земной поверхности уравновешиваются приток тепла
вследствие поглощения солнечной и атмосферной радиации, отдача тепла
путем излучения самой земной поверхности и нерадиационный обмен
теплом между ней и атмосферой.
2. Примем солнечную радиацию, входящую в атмосферу, за 100 единиц
(рис. 37). Из этого количества 23 единицы отражаются обратно
облаками и уходят в мировое пространство, 20 единиц поглощаются
воздухом и облаками и тем самым идут на нагревание атмосферы. Еще 30
единиц радиации рассеиваются в атмосфере и из них 8 единиц уходят в
мировое пространство. 27 единиц прямой и 22 единицы рассеянной
радиации доходят до земной поверхности. Из них 25 + 20 = 45 единиц
поглощаются и нагревают верхние слои почвы и воды, а 2 + 2 = 4
единицы отражаются в мировое пространство.
Итак, с верхней границы атмосферы уходит обратно в мировое
пространство 23 + 8 + 4 = 35 единиц <неиспользованной> солнечной
радиации, т. е. 35 % ее притока на границу атмосферы. Эту величину
(35%) называют, как мы уже знаем, альбедо Земли. Для сохранения
радиационного равновесия на верхней границе атмосферы необходимо,
чтобы через нее наружу уходило еще 65 единиц длинноволнового
излучения земной поверхности.
3. Обратимся теперь к земной поверхности. Как уже было сказано, она
поглощает 45 единиц прямой и рассеянной солнечной радиации. Кроме
того, к земной поверхности направлен поток длинноволнового излучения
из атмосферы. Атмосфера соответственно своим температурным условиям
излучает 157 единиц энергии. Из этих 157 единиц 102 направлены к
земной поверхности и поглощаются ею, а 55 уходят в мировое
пространство. Таким образом, кроме 45 единиц коротковолновой
солнечной радиации, земная поверхность поглощает еще вдвое большее
количество длинноволновой атмосферной радиации. Всего же земная
поверхность получает от поглощения радиации 147 единиц тепла.
Очевидно, что при тепловом равновесии она должна столько же и
терять. Путем собственного длинноволнового излучения она теряет 117
единиц. Еще 23 единицы тепла расходуются земной поверхностью при
испарении воды. Наконец, путем теплопроводности в процессе
теплообмена между земной поверхностью и атмосферой поверхность
теряет 7 единиц тепла (тепло уходит от нее в атмосферу в больших
количествах, но компенсируется обратной передачей, которая только на
7 единиц меньше).
Всего, таким образом, земная поверхность теряет 117 + 23 + + 7=147
единиц тепла, т. е. столько же, сколько получает, поглощая солнечную
и атмосферную радиацию.
Из 117 единиц длинноволнового излучения земной поверхностью 107
единиц поглощаются атмосферой, а 10 единиц уходят за пределы
атмосферы в мировое пространство.
4. Теперь сделаем подсчет для атмосферы. Выше сказано, что она
поглощает 20 единиц солнечной радиации, 107 единиц земного
излучения, 23 единицы тепла конденсации и 7 единиц в процессе
теплообмена с земной поверхностью. Всего это составит 20+107 + 23 +
7=157 единиц энергии, т. е. столько же, сколько атмосфера сама
излучает.
Наконец, снова обратимся к верхней поверхности атмосферы. Через нее
приходит 100 единиц солнечной радиации и уходит обратно 35 единиц
отраженной и рассеянной солнечной радиации, 10 единиц земного
излучения и 55 единиц атмосферного излучения, а всего 100 единиц.
Таким образом, и на верхней границе атмосферы существует равновесие
между притоком и отдачей энергии, притом здесь.- только лучистой
энергии. Никаких других механизмов обмена тепла между Землей и
мировым пространством, кроме радиационных процессов, не существует.
Все приведенные цифры подсчитаны на основе отнюдь не исчерпывающих
наблюдений. Поэтому на них не нужно смотреть как на абсолютно
точные. Они не раз подвергались небольшим изменениям, не меняющим,
однако, существа расчета.
5. Обратим внимание, что атмосфера и земная поверхность, по
отдельности взятые, излучают гораздо больше тепла, чем за то же
время поглощают солнечной радиации. Это может показаться непонятным.
Но по существу дела это взаимный обмен, взаимная <перекачка>
радиации. Например, земная поверхность теряет в конечном счете вовсе
не 117 единиц радиации, 102 единицы она получает обратно, поглощая
встречное излучение; чистая потеря равна только 117-102=15 единицам.
Лишь 65 единиц земной и атмосферной радиации уходят через верхнюю
границу атмосферы в мировое пространство. Приток 100 единиц
солнечной радиации на границу атмосферы как раз и уравновешивает
чистую потерю радиации Землей путем отражения (35) и излучения (65).
