Потрапляючи в атмосферу, сонячна радіація зазнає різні зміни (рис. 1). Частина її приходить до земної поверхні у вигляді пучка паралельних променів через атмосферу і називається прямий радіацією. Приплив прямий радіації характеризується інтенсивністю радіації (або потоком радіації, або щільністю потоку радіації). Інтенсивність радіації (I) - це кількість променевої енергії, що надходить до поверхні, перпендикулярної до сонячних променів, в одиницю часу на одиницю площі.
Малюнок 1 - Розподіл сонячної енергії в атмосфері Землі
Розсіяна радіація утворюється при зіткненні сонячних променів з молекулами повітря і домішками, коли пряма сонячна радіація перетворюється в радіацію, що йде в усіх напрямках.
Пряма і розсіяна радіації складають сумарну сонячну радіацію. визначальну тепловий режим тропосфери. З розсіяною радіацією пов'язаний ряд особливостей атмосфери - сутінки, зоря, розсіяне світло, видимість.
Сутінки - період плавного переходу від денного світла до темряві ночі після заходу і назад - перед сходом Сонця. Тривалість сутінків залежить від географічної широти, чим ближче до екватора, тим вони коротші. Якщо Сонце опускається за горизонт менш ніж на 18º, то повної темряви не настає і вечірні сутінки зливаються з ранковими. Це явище називається білі ночі.
Зоря - розсіювання, дефракція і переломлення сонячних променів в найдрібніших атмосферних аерозолях і на більших частках в різних шарах атмосфери. Характерні для зорі кольору - пурпурний і жовтий, в залежності від домішок в повітрі, можуть змінюватися в широких межах, даючи сукупність барвистих світлових явищ до заходу і після сходу сонця.
Розсіяне світло - це розсіяна радіація в денний час, внаслідок чого світло навіть там, куди сонячні промені безпосередньо не потрапляють, і коли сонце приховано за хмарами.
Видимість - відстань, в межах якого стають помітні обриси об'єкта, що спостерігається. Величина його залежить від розсіювання і поглинання світла атмосферним повітрям і домішками в ньому. В тумані значення відстані може спадати до декількох метрів, а в слабо запиленому сухому повітрі (особливо арктичному) - досягати десятків і сотень кілометрів.
Потрапляючи на земну поверхню, сумарна радіація здебільшого поглинається верхнім шаром суші і води і переходить в тепло, а частково відбивається. При цьому відношення кількості відбитої радіації до загальної кількості радіації називається альбедо поверхні і виражається у відсотках. Ця величина залежить від характеру рельєфу, від наявності рослинності, від якісного стану поверхні. Альбедо поверхні води, снігу, льоду залежать від висоти Сонця над горизонтом.
Найбільш високе альбедо характерно для полярних областей (близько 70-80%) і викликано сніговим покривом. Зменшення значень альбедо в середніх широтах (до 40-60%) пов'язано з тим, що це райони великий хмарності через шторми на фронтах повітряних мас. Мінімальна альбедо (20-30%) для низьких широт обумовлено тим, що в субтропічному поясі високого атмосферного тиску хмари майже не формуються, лише у внутрішньотропічній зоні конвергенції (ВЗК) зі збільшенням хмарності альбедо дещо зростає. Частка сонячної радіації, відображена земною поверхнею і атмосферою в цілому, називається планетарним альбедо. Планетарне альбедо Землі оцінюється величиною в 35-40%, велику частку якого становить відображення хмарами.
Будь-яке тіло, випускає енергію, в тому числі і Земля. Різниця між випромінюванням землі і випромінювання атмосфери називають ефективним випромінюванням (Ееф):
У хмарну погоду Ееф менше ніж в ясну, а значить менше охолоджується Земля.
Різниця між поглинутою сумарною радіацією і ефективним випромінюванням називається радіаційним балансом (R).
Розподіл сумарної радіації і радіаційного балансу по планеті формує закон географічної (широтной) зональності. В цілому названі параметри зменшуються від низьких широт (екватор, тропіки) до високих (помірні, арктичні).
Промениста енергія Сонця є основним і практично єдиним джерелом тепла для поверхні Землі і її атмосфери. Ця енергія перетворюється в теплову частково в атмосфері, але головним чином на поверхні грунту і води. Сонячна радіація, акумульована діяльної поверхнею, витрачається на випаровування або конденсації (LE), на теплообмін між поверхнею грунту і повітрям (P), на теплообмін між поверхнею грунту і нижчого рівня шарами (A).
Зв'язок між цими величинами виражається рівнянням теплового балансу:
де R - радіаційний баланс діяльної поверхні; Р - витрати тепла на турбулентний теплообмін; А - теплообмін в грунті; LE - витрати тепла на випаровування.
Географічний розподіл складових теплового балансу досить складно, і в залежності від того, які їхні співвідношення, формується ландшафтний лик Землі. Наприклад, невелике значення відносини LE / P на суші означає її сухість, що сприяє формуванню пустель, сухих степів. Навпаки, високі значення параметра LE / P означають посилення процесів випаровування і характеризують більш вологий клімат.
Тепловий баланс діяльної поверхні Землі є одним з приватних виразів основного закону збереження енергії. Відповідно до перерозподілом цієї енергії між складовими теплового балансу формуються певні типи клімату, мікроклімату і метеорологічного режиму з характерними особливостями екологічної рівноваги в кожному конкретному випадку. Для всієї планети в цілому надходження та витрачання тепла рівні, т. Е. За довгий ряд років тепловий баланс системи «Земля - атмосфера» дорівнює нулю, і Земля, як планета, знаходиться в тепловій рівновазі.
Нагрівається від променевої енергії Сонця, що проникає через атмосферу, не тільки земна поверхня, йде і зворотний процес, коли від поверхні суші і води нагріваються приземні шари повітря. Послідовність процесів при цьому приблизно наступна. Провідну роль відіграє сонячна радіація.
У ранкові години зі сходом сонця приплив радіації зростає, що підсилює нагрівання суші. Внаслідок турбулентного теплообміну від підстильної поверхні нагріваються спочатку нижні, а потім і вище розміщені шари повітря. Вночі, в результаті випромінювання грунтом тепла, температура її поверхні знижується, а повітря залишається теплим, але охолоджується від підстильної поверхні.
В результаті сильного радіаційного охолодження земної поверхні може виникнути інверсія температур - явище, коли нижні шари повітря холодніше верхніх. У тому випадку, коли зміна температури повітряних мас відбувається в горизонтальному напрямку, вводиться поняття адвекции. Наприклад, на місце холодних повітряних мас (ВМ) притікають теплі ВМ або навпаки.
Розподіл середніх температур в будь-якому регіоні, як і в усьому світі, представляють карти ізотерм. Ізотерми - це лінії, що з'єднують точки з однаковими значеннями температур, які спостерігаються в різних місцях.
Аналіз зміни багаторічних значень температур повітря дозволяє виділити наступні закономірності. Температура повітря, в цілому, зменшується від екватора до полюсів відповідно до зміни радіаційного балансу діяльної поверхні. Від паралелей ізотерми особливо сильно відхиляються в північній півкулі, так як велике вплив морських течій і снігового покриву, льодовиків і досить чіткою зміни рослинних формацій, екологічно обумовлених особливостями ландшафтів і гірських масивів і т. Д.
Завдання 1. Опишіть і схематично покажіть процес розподілу сонячної енергії в атмосфері Землі, використовуючи малюнок 1. Дайте відповідь на наступні питання:
1. Які якісні і кількісні зміни зазнає сонячна радіація, потрапляючи в атмосферу Землі?
2. Які явища в атмосфері пов'язані з розсіяною радіацією?