Поглинаючи променисту енергію Сонця, Земля сама стає джерелом випромінювання. Однак радіація Сонця і радіація Землі істотно різні. Пряма, розсіяна і відображена радіація Сонця має довжину хвиль, яка полягає в інтервалі від 0,17 до 2-4 мк, і називається короткохвильового радіацією. Нагріта поверхня землі відповідно до своєї температурою випромінює радіацію в основному в інтервалі довжин хвиль від 2-4 до 40 мк і називається довгохвильової. Взагалі кажучи, як радіація Сонця, так і радіація Землі мають хвилі всіх довжин. Але основна частина енергії (99,9%) полягає в зазначеному інтервалі довжин хвиль. Різниця в довжині хвиль радіації Сонця і Землі відіграє велику роль в тепловому режимі поверхні землі.
Таким чином, нагріваючись променями Сонця, наша планета сама стає джерелом випромінювання. Електрони, що випускаються земною поверхнею довгохвильові, або теплові, промені, спрямовані знизу вгору, в залежності від довжини хвилі або безперешкодно йдуть через атмосферу, або затримуються нею. Встановлено, що випромінювання хвиль довжиною 9-12 мк вільно йде в міжзоряний простір, внаслідок чого поверхня землі втрачає деяку частину свого тепла.
Для вирішення завдання теплового балансу земної поверхні і атмосфери слід визначити, яка кількість сонячної енергії надходить в різні райони Землі і яка кількість цієї енергії перетворюється в інші види.
Спроби розрахувати кількість надходить сонячної енергії на земну поверхню відносяться до середини XIX століття, після того як були створені перші актинометричні прилади. Однак тільки в 40-х роках XX століття почалася широка розробка завдання вивчення теплового балансу. Цьому сприяло значне поширення актінометріческой мережі станцій в післявоєнні роки, особливо в період підготовки до Міжнародного геофізичного року. Тільки в СРСР число актинометричних станцій до початку МГГ досягло 200. При цьому значно розширився обсяг спостережень на цих станціях. Крім вимірювання короткохвильового радіації Сонця, визначався радіаційний баланс земної поверхні, т. Е. Різницю між поглиненої короткохвильового радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням підстильної поверхні. На ряді актинометричних станцій були організовані спостереження за температурою і вологістю повітря на висотах. Це дозволило провести обчислення витрат тепла на випаровування і турбулентний теплообмін.
Крім систематичних актинометричних спостережень, що ведуться на мережі наземних актинометричних станцій за однотипною програмою, в останні роки проводяться експериментальні роботи з дослідження радіаційних потоків у вільній атмосфері. З цією метою на ряді станцій за допомогою спеціальних радіозондов виробляються систематичні вимірювання балансу довгохвильової радіації на різних висотах в тропосфері. Ці спостереження, а також дані про потоках радіації у вільній атмосфері, отримані за допомогою вільних аеростатів, літаків, геофізичних ракет і штучних супутників Землі, дозволили вивчити режим складових теплового балансу.
Тепловий баланс земної поверхні і атмосфери, враховуючи приплив і віддачу тепла для системи Земля - атмосфера, відображає закон збереження енергії. Щоб скласти рівняння теплового балансу Земля - атмосфера, слід врахувати всі тепло - отримується і витрачається, - з одного боку, всією Землею разом з атмосферою, а з іншого - окремо підстильної поверхнею землі (разом з гідросферою і літосферою) і атмосферою. Поглинаючи променисту енергію Сонця, земна поверхня частина цієї енергії втрачає через випромінювання. Інша частина витрачається на нагрівання цієї поверхні і нижніх шарів атмосфери, а також на випаровування. Нагрівання підстильної поверхні супроводжується тепловіддачею в грунт, а якщо грунт вологий, то одночасно відбувається витрата тепла і на випаровування грунтової вологи.
Таким чином, тепловий баланс Землі в цілому складається з чотирьох складових.
Радіаційний баланс (R). Він визначається різницею між кількістю поглиненої короткохвильового радіації Сонця і довгохвильовим ефективним випромінюванням.
Теплообмін в грунті, що характеризує процес теплопередачі між поверхневими і більш глибокими шарами грунту (А). Цей теплообмін залежить від теплоємності і теплопровідності грунту.
Турбулентний теплообмін між земною поверхнею і атмосферою (Р). Він визначається кількістю тепла, яке подстилающая поверхню отримує або віддає атмосфері в залежності від співвідношення між температурами підстильної поверхні і атмосфери.
Тепло, що витрачається на випаровування (LE). Воно визначається твором прихованої теплоти пароутворення (L) на випаровування (Е).
Ці складові теплового балансу пов'язані між собою таким співвідношенням:
Відповідно до розрахунків теплового балансу Землі сумарна сонячна радіація, поглинена поверхнею землі в цілому, становить 43% від сонячної радіації, що приходить на зовнішню межу атмосфери. Ефективне випромінювання з земної поверхні дорівнює 15% цієї величини, радіаційний баланс - 28%, витрата тепла на випаровування - 23% і турбулентна тепловіддача - 5%.
Розглянемо тепер деякі результати розрахунку складових теплового балансу для системи Земля - атмосфера. Тут наведено чотири карти: сумарної радіації за рік, радіаційного балансу, витрати тепла на випаровування і витрати тепла на нагрівання повітря шляхом турбулентного теплообміну, запозичені з Атласу теплового балансу земної кулі (під ред. М. І. Будико). З карти, зображеної на малюнку 10, випливає, що найбільші річні величини сумарної радіації припадають на посушливі зони Землі. Зокрема, в Сахарской і Аравійської пустелі сумарна радіація за рік перевищує 200 ккал / см 2. а в високих широтах обох півкуль вона не перевищує 60-80 ккал / см 2.
На малюнку 11 наведена карта радіаційного балансу. Легко бачити, що у високих і середніх широтах радіаційний баланс зростає в бік низьких широт, що пов'язано зі збільшенням сумарної і поглиненої радіації. Цікаво відзначити, що, на відміну від ізоліній сумарної радіації, ізолінії радіаційного балансу при переході з океанів на материки розриваються, що пов'язано з відмінностями альбедо і ефективного випромінювання. Останні менше для водної поверхні, тому радіаційний баланс океанів перевищує радіаційний баланс материків.
Найменші річні суми (близько 60 ккал / см 2) характерні для районів, де переважає хмарність, як і в сухих областях, де високі значення альбедо і ефективного випромінювання зменшують радіаційний баланс. Найбільші річні суми радіаційного балансу (80-90 ккал / см 2) характерні для малохмарна, але порівняно вологих тропічних лісів і саван, де прихід радіації хоч і велике, проте альбедо і ефективне випромінювання більше, ніж в пустельних районах Землі.
Розподіл річних величин випаровування представлено на малюнку 12. Витрата тепла на випаровування, що дорівнює добутку величини випаровування на приховану теплоту пароутворення (L Е), визначається в основному величиною випаровування, так як прихована теплота пароутворення в природних умовах змінюється в невеликих межах і в середньому дорівнює 600 кал на грам води, що випаровується.
Як випливає з наведеного рисунка, випаровування з суші в основному залежить від запасів тепла і вологи. Тому максимальні річні суми випаровування з поверхні суші (до 1000 мм) мають місце в тропічних широтах, де значні теплові
ресурси поєднуються з великим зволоженням. Однак океани є найбільш важливими джерелами випаровування. Максимальні величини його тут досягають 2500-3000 мм. При цьому найбільше випаровування відбувається в районах з порівняно високими значеннями температури поверхневих вод, зокрема в зонах теплих течій (Гольфстрім, Куро-сиво і ін.). Навпаки, в зонах холодних течій величини випаровування невеликі. У середніх широтах існує річний хід випаровування. При цьому, на відміну від суші, максимальний випар на океанах спостерігається в холодну пору року, коли поєднуються великі вертикальні градієнти вологості повітря з підвищеними швидкостями вітру.
Турбулентний теплообмін підстильної поверхні з атмосферою залежить від радіаційних умов і умов зволоження. Тому найбільша турбулентна передача тепла здійснюється в тих районах суші, де поєднується великий приплив радіації з сухістю повітря. Як видно з карти річних величин турбулентного теплообміну (рис. 13), це зони пустель, де величина його досягає 60 ккал / см 2. Малі величини турбулентного теплообміну в високих широтах обох півкуль, а також, на океанах. Максимуми річних величин можна виявити в зоні теплих морських течій (більше 30 ккал / см 2 рік), де створюються великі різниці температур між водою і повітрям. Тому найбільша тепловіддача на океанах відбувається в холодну частину року.
Тепловий баланс атмосфери визначається поглинанням короткохвильової і корпускулярної радіації Сонця, довгохвильового випромінювання, променистим і турбулентним теплообміном, адвекцией тепла, адіабатичними процесами та ін. Дані про прихід і витрату сонячного тепла використовуються метеорологами для пояснення складної циркуляції атмосфери та гідросфери, тепло- і влагооборота і багатьох інших процесів і явищ, що відбуваються в повітряному і водному оболонках Землі.