Солнечная радиация  – это вся совокупность солнечной материи и энергии, поступающей на Землю. Солнце посылает к Земле электромагнитное  корпускулярное излучение.

      Интенсивность солнечной радиации. Солнечная постоянная. Солнечная радиация – это важнейший источник тепла для географической оболочки. Вторым источником тепла для географической оболочки является тепло, идущее от внутренних сфер и слоев нашей планеты.

В связи с тем, что в географической оболочке один вид энергии (лучистая энергия) эквивалентно переходит в другой вид (тепловая энергия), то лучистую энергию солнечной радиации можно выражать в единицах тепловой энергии – джоулях  (Дж).

Интенсивность солнечной радиации необходимо измерять в первую очередь за пределами атмосферы, т. к. при прохождении через воздушную сферу она преобразуется и ослабевает. Интенсивность солнечной радиации выражается солнечной постоянной.

 

 Солнечная постоянная, вопреки своему названию, не остается постоянной. Она изменяется в связи с изменением расстояния от Солнца до Земли в процессе движения Земли по орбите. 

 

Изменение солнечной радиации при прохождении через атмосферу. Прямые солнечные лучи, пронизывающие атмосферу при безоблачном небе, называются прямой солнечной радиацией. Часть солнечных лучей от соприкосновения с молекулами газов и аэрозолями рассеивается и переходит в рассеяную радиацию. 

 

На земную поверхность, таким образом, поступает прямая и рассеянная радиация. В совокупности прямая и рассеянная радиация образуют суммарную радиацию, которая определяет тепловой режим тропосферы.

Поглощая и рассеивая радиацию, атмосфера значительно ее ослабляет (рис.2). 

Рис.2.Изменение солнечной радиации  

      Солнечная радиация у земной поверхности. Количество лучистой энергии, приходящее на единицу земной поверхности, зависит, прежде всего, от угла падения солнечных лучей. На одинаковые площади на экваторе, в средних и высоких широтах приходится различное количество радиации.

Солнечная инсоляция (освещение) сильно ослабляется облачностью.

От тропических широт к умеренным радиация уменьшается. На островах Арктики она составляет  не более 2 510 МДж/м² (60 ккал/см²) в год.  Распределение радиации по земной поверхности имеет зонально-региональный характер. Каждая зона распадается на отдельные районы (регионы), несколько отличающиеся друг от друга.

      Сезонные колебания суммарной радиации.

      В экваториальных и тропических широтах высота Солнца и угол падения солнечных лучей по месяцам изменяются незначительно. Суммарная радиация во все месяцы характеризуется большими величинами, сезонная смена тепловых условий или отсутствует, или весьма незначительна. В экваториальном поясе слабо намечаются два максимума, соответствующие зенитальному положению Солнца.

В умеренном поясе в годовом ходе радиации резко выражен летний максимум, в котором месячная величина суммарной радиации не меньше тропической. Число теплых месяцев уменьшается с широтой.

В полярных поясах радиационный режим резко изменяется. Здесь в зависимости от широты от нескольких суток до нескольких месяцев прекращается не только нагревание, но и освещение. Летом же освещение здесь непрерывно, что существенно повышает сумму месячной радиации.

      Усвоение радиации земной поверхностью. Альбедо. Суммарная радиация, достигшая земной поверхности, частично поглощается почвой и водоемами и переходит в тепло. На океанах и морях суммарная радиация расходуется на испарение. Часть суммарной радиации отражается в атмосферу (отраженная радиация).

      Cоотношение усвоенной и отраженной радиации зависит, во-первых, от характера суши, во-вторых, от угла падения солнечных лучей на земную поверхность. В связи с тем, что поглощенную энергию измерить практически невозможно, то определяют величину отраженной радиации.

Отражательная способность наземных и водных поверхностей называется их альбедо. Альбедо исчисляется в процентах отраженной радиации от упавшей на данную поверхность. Альбедо, наряду с углом падения лучей и количеством оптических масс атмосферы, ими проходимых, является одним из важнейших планетарных факторов образования климатов.

Теплоизлучение земной поверхности и атмосферы. Все участки географической оболочки – поверхности морей и океанов, почва, лесные массивы, снежники и ледники, нагретые солнечной радиацией выше абсолютного нуля, обладают собственным излучением. Теплоизлучение земной поверхности представляет собой длинноволновую радиацию.

Земное излучение нагревает воздух. Нагретая атмосфера сама отдает тепло, одна часть которого идет вверх и теряется в межпланетном пространстве, вторая часть устремляется вниз к Земле, навстречу земному излучению и называется встречным излучением.  Разница между собственным излучением тепла и встречным излучением атмосферы называется эффективное излучение.

 

Величина эффективного излучения зависит от следующих факторов:

1.Температура почвы или воды. Чем температура почвы или воды выше, тем больше тепла они теряют излучением. В жаркий летний день и земля, и вода много отдают своего тепла воздуху, что приводит к повышению его температуры. Теплый воздух дает большой встречный поток. Возрастает и общий уровень эффективного излучения. Ночью, например, когда нагревание почвы и воды прекращается, уменьшается и их излучение. Перед рассветом излучение становится незначительным. Соответственно понижается и температура воздуха.

2.Влажность воздуха. Водяной пар улавливает длинноволновое излучение и удерживает тепло. Влажная атмосфера посылает к Земле значительный встречный поток, эффективное излучение уменьшается. По этой причине во влажных климатах и при влажной погоде ночи не бывают так холодны, как в сухую погоду, и в странах с сухим климатом.

3.Туманы и облака. Капли воды туманов и облаков действуют, как и водяной пар, но в еще большей степени. Ночи при туманной и облачной погоде бывают обычно теплыми.

4.Близость или удаленность крупных водоемов. Водная масса, будучи теплоемкой, дольше, чем суша, удерживает тепло. Увеличением влажности, образованием облаков и туманов водоемы снижают эффективное излучение. Поэтому наибольшая потеря тепла зимой и ночью и, следовательно, резкие колебания ночной и дневной температур, свойственны сухим внутриматериковым странам – Центральной и Средней Азии, Восточной Сибири и Антарктиде.

5.Абсолютная высота местности. В горах, например, с уменьшением плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффективное излучение.

6.Растительность. Мощный растительный покров, особенно леса, снижают эффективное излучение. В пустынях встречное излучение резко увеличивается.

7.Характер почво-грунтов. Мощные и рыхлые почвы дольше удерживают и более интенсивно излучают тепло; каменистые почвы (и особенно пески пустынь!)  скорее его теряют и быстро остывают.

      Радиационный баланс земной поверхности —алгебраическая сумма прихода и расхода тепла земной поверхностью

В приходную часть баланса входят прямая радиация , рассеянная радиация  и встречное излучение .  Расход  состоит из отраженной радиации  и излучения земной поверхности :

Радиационный баланс может быть положительным, когда приход тепла больше расхода, нулевым, когда они уравновешиваются, и отрицательным, когда потеря тепла (расход)  больше прихода.

Суточный ход радиационного баланса. С восходом Солнца начинается приход радиационного тепла, и земная поверхность постепенно нагревается и повышается расход тепла. Максимальный приход радиации бывает в полдень, а максимальный расход на 1-2 часа позднее, поскольку до этого времени почва еще не нагрелась. После 13-14 часов приход и расход тепла снижаются вслед за движением Солнца к закату. Ночью прихода тепла нет, но расход его продолжается. Нагретая за день земная поверхность отдает тепло сначала в большом количестве, а затем все в меньшем и меньшем количестве.

 

Распределение радиационного баланса по поверхности земного шара.  Распределение радиационного баланса по поверхности земного шара или отдельно взятой территории показывается на картах радиационного баланса.

Анализ мировой карты радиационного баланса позволяет сделать следующие выводы:

1.Для всей Земли, кроме полярных ледовых зон, баланс тепла положительный. Однако это вовсе не означает, что радиационное тепло накапливается и климат из года в год становится теплее. Избыток тепла расходуется на нагревание и движение воздуха, на испарение воды, на различные биологические процессы. Для Земли в целом характерно лучистое и тепловое равновесие: приход тепла от Солнца уравновешивается его излучением в космос. Но между этими крайними звеньями – приходом тепла из Космоса и расходом в Космос – солнечное тепло производит в географической оболочке большую работу. Благодаря этому временно «задержанному теплу», осуществляется многие географические и биологические процессы на Земле.

2.Для ледовых зон Арктики и Антарктики характерны: во-первых, ничтожные значения всех компонентов радиационного баланса, во-вторых, отрицательный или близкий к нулю радиационный баланс.

3.Наибольший приход тепла (около 120 ккал/см² в год) присущ тропическим морям, особенно Аравийскому морю (около 140 ккал/см² в год). В тропических пустынях, где высокое альбедо песков, остаток радиационного баланса вдвое меньше. В экваториальной зоне материков в связи со значительной облачностью радиационный баланс составляет около 70 ккал/см².

4.В целом радиационный баланс по земному шару распределяется зонально-регионально. Отчетливо выступают экваториальный, тропические, умеренные и полярные пояса. Каждый из этих поясов распадается на регионы, и в первую очередь на океанские и материковые, а эти последние распадаются на более дробные единицы. На океанах прослеживается влияние теплых и холодных течений, на материках – горных стран.