Keseimbangan radiasi dari permukaan di bawahnya sama dengan perbedaan antara radiasi total yang diserap oleh permukaan bumi dan radiasi efektif:

B \u003d (S '+ D - R) - (Ez - bEa) \u003d Q (1-Ak) - Eeff

di mana S' adalah radiasi matahari langsung; D - radiasi yang tersebar; Q - total radiasi matahari; R - radiasi yang dipantulkan; Ak - albedo dari permukaan di bawahnya, - radiasi diri dari permukaan bumi; b- koefisien relatif penyerapan radiasi gelombang panjang oleh permukaan di bawahnya; E a - kontra radiasi atmosfer; Eef adalah radiasi efektif dari permukaan di bawahnya.

Jumlah radiasi yang diserap sangat ditentukan oleh nilai albedo - reflektifitas permukaan bumi. Albedo yang diukur di stasiun aktinometrik (di musim dingin situs tertutup salju, di musim panas dengan rumput) tidak sepenuhnya mencirikan sifat reflektif area yang luas. Di musim dingin, perbedaan albedo antara area terbuka bersalju dan hutan yang tertutup salju berkisar antara 15 hingga 30%. Pada periode tanpa salju, albedo rerumputan hijau sedikit berbeda dari albedo hutan; oleh karena itu, bahkan di area dengan area hutan yang luas, perbedaan antara radiasi yang diserap dari area terbuka (situs meteorologi) dan permukaan dasar sebenarnya adalah kesalahan utama dalam menghitung jumlah bulanan radiasi yang diserap. Secara umum, sepanjang tahun permukaan bumi menyerap dari 50% (di Kutub Utara) hingga 80% (di wilayah selatan) dari total radiasi yang masuk. Sebagian besar jumlah tahunan radiasi yang diserap jatuh pada periode April sampai September. Di wilayah utara, ini menyisakan 90–95% dari jumlah tahunan, di wilayah selatan, 70–80%.

Permukaan bumi, yang memanas akibat penyerapan radiasi matahari, menjadi sumber radiasinya sendiri yang diarahkan ke atmosfer. Pada gilirannya, atmosfer yang memanas akibat turbulensi pertukaran panas dengan permukaan bumi juga memancarkan radiasi termal yang diarahkan ke permukaan bumi (atmospheric counterradiation). Selisih antara self-radiation dari permukaan bumi dan bagian dari counter-radiation dari atmosfer yang diserap oleh permukaan bumi disebut sebagai radiasi efektif. Distribusi jumlah tahunan radiasi efektif mendekati garis lintang, peningkatan dari utara ke selatan terjadi pada kisaran 800-1800 MJ/km2.

Keseimbangan radiasi berubah di bawah pengaruh faktor-faktor yang mempengaruhi komponen utamanya. Pada malam hari, nilai keseimbangan radiasi, yang hanya ditentukan oleh radiasi efektif, bergantung pada suhu permukaan di bawahnya, kekeruhan, dan stratifikasi atmosfer. Pada siang hari, komponen utama dari keseimbangan radiasi - radiasi total - tergantung pada ketinggian matahari, kekeruhan dan albedo dari permukaan di bawahnya.

Pada malam hari, keseimbangan radiasi memiliki nilai negatif. Transisi dari nilai negatif ke positif terjadi rata-rata 1 jam setelah matahari terbit dan transisi sebaliknya dari nilai positif ke negatif terjadi 1 jam 30 menit sebelum matahari terbenam. Pada bulan-bulan musim dingin di utara, keseimbangan radiasi negatif diamati pada siang hari.Dalam perjalanan tahunan, perubahan tanda keseimbangan radiasi dikaitkan dengan tanggal pembentukan dan penghancuran lapisan salju yang stabil. Di stasiun kutub pulau (sampai 75-77°LU), keseimbangan radiasi negatif diamati selama 7-8 bulan, dan di lintang sedang selama 3-4 bulan. (dari November hingga Februari), di selatan (hingga 45–46 ° LU) - dalam 1-2 bulan. (Desember-Januari), dan lebih jauh ke selatan, keseimbangan radiasi positif sepanjang tahun.

Keseimbangan radiasi area terbuka permukaan bumi (situs meteorologi) paling dekat mencirikan kondisi tempat tinggal manusia dan aktivitas ekonomi, tetapi berbeda dari keseimbangan radiasi permukaan nyata (misalnya, hutan). Dengan demikian, keseimbangan radiasi hutan jenis konifera adalah 50–60% lebih tinggi daripada di area terbuka. Untuk hutan gugur, perbedaan ini lebih kecil. Hutan-stepa, stepa, dan permukaan non-hutan lainnya dekat dalam reflektifitasnya ke situs meteorologi, sehingga data pengamatan aktinometrik dapat digunakan untuk menilai keseimbangan radiasi bidang tanaman biji-bijian.

Pada bulan-bulan musim dingin (untuk sebagian besar Rusia, ini adalah periode dari November hingga Februari), keseimbangan radiasi memiliki nilai negatif dan distribusinya di seluruh wilayah sangat berbeda dari yang latitudinal. Pada bulan Januari, pelanggaran zonasi dikaitkan dengan keberadaan dua wilayah luas di garis lintang sedang, yang ditandai dengan sedikit penurunan nilai negatif keseimbangan radiasi. Salah satunya terletak di barat laut bagian Eropa Rusia, di mana peningkatan keseimbangan radiasi dikaitkan dengan awan besar di bawah pengaruh transportasi barat massa udara lembab. Wilayah kedua terletak di Siberia Timur, di mana peningkatan keseimbangan radiasi dikaitkan dengan dominasi sirkulasi antisiklon di bulan-bulan musim dingin, yang berkontribusi pada pembentukan inversi.

Batas keseimbangan radiasi nol pada bulan Januari dan Desember lewat pada garis lintang 45–46°LU. di Wilayah Krasnodar. Pada bulan November dan Februari, di bagian Eropa Rusia, nol isoline naik ke 50 ° LU. , dan di bagian Asia membentang di sepanjang selatan Primorsky Krai.

Musim peralihan dari musim dingin ke musim panas meliputi bulan Maret, April dan Mei. Distribusi keseimbangan radiasi di atas wilayah pada bulan-bulan ini ditentukan terutama oleh sifat-sifat permukaan yang mendasarinya (albedo). Pada bulan Maret, di utara 60 ° LU. keseimbangan radiasi masih tetap negatif, dan pada bulan April nilai keseimbangan negatif hanya tersisa di pantai laut utara. Pada bulan Mei, keseimbangan radiasi memiliki tanda positif di seluruh wilayah, nilainya meningkat tajam dibandingkan dengan April. Di ujung utara, ada peningkatan dari nilai nol menjadi 80 MJ/m2, dan di garis lintang sedang dari 100–120 menjadi 280–320 MJ/m2. Seiring dengan peningkatan umum dalam keseimbangan radiasi, baik pada bulan April dan Mei, gradien yang signifikan (sekitar 20 MJ/m2 per 1° lintang) diamati di sabuk 55–62°LU. (April) dan di sabuk 65–73°LU. (Mungkin). Hal ini disebabkan oleh perbedaan besar dalam albedo permukaan di bawahnya karena perbedaan waktu pencairan lapisan salju. Seperti dapat dilihat dari grafik variasi diurnal yang disajikan, dari musim dingin ke musim semi, intensitas keseimbangan radiasi di siang hari meningkat tajam.

Pada bulan-bulan musim panas, perubahan keseimbangan radiasi di wilayah Rusia secara keseluruhan ditandai dengan peningkatannya dari utara ke selatan. Pada bulan Juni, nilai saldo bulanan terendah (kurang dari 240 MJ/m2) diamati di wilayah pesisir utara di timur bagian Eropa Rusia dan Siberia Barat. Saat bergerak ke selatan, peningkatan tajam dalam keseimbangan radiasi dicatat.

Di musim gugur, berbeda dengan bulan-bulan musim semi, perubahan keseimbangan di seluruh wilayah terjadi lebih merata dan distribusinya pada bulan September dan Oktober mendekati garis lintang. Pada bulan September, meskipun keseimbangan radiasi positif, nilai absolutnya menurun tajam dibandingkan dengan bulan-bulan musim panas. Hal ini terutama terlihat di utara, di mana nilai neraca pada bulan ini adalah 40 MJ/m 2 , yang empat kali lebih kecil dari pada bulan Agustus. Pada bulan Oktober, sepanjang paralel 60 derajat, ada perbatasan antara wilayah utara dengan keseimbangan radiasi negatif dan dengan yang positif. Nilai tertinggi 120 MJ/m 2 diamati di selatan Primorsky Krai.

Pada bulan November, keseimbangan radiasi negatif di hampir seluruh wilayah Rusia, hanya di selatan 50 ° LU. itu menyimpan nilai-nilai positif kecil. Sifat garis lintang dari distribusi, berbeda dengan bulan-bulan sebelumnya, dilanggar karena kekhasan proses sirkulasi dan sifat permukaan yang mendasarinya. Peningkatan keseimbangan radiasi terjadi bukan dari utara ke selatan, melainkan dari timur laut ke barat daya.

Saya akan berterima kasih jika Anda membagikan artikel ini di jejaring sosial:

Matahari adalah sumber radiasi sel dan elektromagnetik. Radiasi corpuscular tidak menembus atmosfer di bawah 90 km, sedangkan radiasi elektromagnetik mencapai permukaan bumi. Dalam meteorologi, itu disebut radiasi matahari atau hanya radiasi. Ini adalah satu dua miliar dari total energi Matahari dan perjalanan dari Matahari ke Bumi dalam 8,3 menit. Radiasi matahari merupakan sumber energi untuk hampir semua proses yang terjadi di atmosfer dan di permukaan bumi. Ini sebagian besar gelombang pendek dan terdiri dari ~9% radiasi ultraviolet tak terlihat, ~47% radiasi cahaya tampak dan ~44% radiasi inframerah tak terlihat. Karena hampir setengah dari radiasi matahari adalah cahaya tampak. Matahari berfungsi sebagai sumber tidak hanya panas, tetapi juga cahaya - juga merupakan kondisi yang diperlukan untuk kehidupan di Bumi.

Radiasi yang datang ke Bumi langsung dari piringan matahari disebut radiasi matahari langsung. Karena kenyataan bahwa jarak dari Matahari ke Bumi besar, dan Bumi kecil, radiasi jatuh pada salah satu permukaannya dalam bentuk berkas sinar paralel.

Radiasi matahari memiliki kerapatan fluks tertentu per satuan luas per satuan waktu. Satuan pengukuran intensitas radiasi adalah jumlah energi (dalam joule atau kalori) yang diterima 1 cm 2 permukaan per menit ketika sinar matahari jatuh tegak lurus. Pada batas atas atmosfer, pada jarak rata-rata dari Bumi ke Matahari adalah 8,3 J / cm "per menit, atau 1,98 kal / cm 2 per menit. Nilai ini diterima sebagai standar internasional dan disebut konstanta matahari (S 0). Fluktuasi periodiknya sepanjang tahun tidak signifikan (± 3,3%) dan disebabkan oleh perubahan jarak dari Bumi ke Matahari. Fluktuasi non-periodik disebabkan oleh emisivitas Matahari yang berbeda. iklim di batas atas atmosfer disebut radiasi atau matahari, yang dihitung secara teoritis berdasarkan sudut kemiringan sinar matahari pada permukaan horizontal.

Secara umum, iklim matahari tercermin di permukaan bumi. Pada saat yang sama, radiasi dan suhu nyata di Bumi berbeda secara signifikan dari iklim matahari karena berbagai faktor terestrial. Yang utama adalah redaman radiasi di atmosfer akibat pemantulan, penyerapan dan hamburan, serta akibat pemantulan radiasi dari permukaan bumi.

Di bagian atas atmosfer, semua radiasi datang dalam bentuk radiasi langsung. Menurut S. P. Khromov dan M. A. Petrosyants, 21% dipantulkan dari awan dan udara kembali ke luar angkasa. Sisa radiasi memasuki atmosfer, di mana radiasi langsung sebagian diserap dan dihamburkan. Sisa radiasi langsung (24%) mencapai permukaan bumi, tetapi melemah. Pola pelemahannya di atmosfer dinyatakan oleh hukum Bouguer:

S \u003d S 0 * p m (J, atau kal / cm 2, per menit),

di mana S adalah jumlah radiasi matahari langsung yang telah mencapai permukaan bumi, per satuan luas (cm 2) terletak tegak lurus terhadap sinar matahari, S 0 adalah konstanta matahari, p adalah koefisien transparansi dalam pecahan kesatuan, menunjukkan bagian apa radiasi yang mencapai permukaan bumi, m adalah panjang lintasan berkas di atmosfer.

Pada kenyataannya, sinar matahari jatuh di permukaan bumi dan di tingkat atmosfer lainnya dengan sudut kurang dari 90°. Aliran radiasi matahari langsung ke permukaan horizontal disebut insolasi (S 1). Itu dihitung dengan rumus S 1 \u003d S * sin h (J, atau kal / cm 2, per menit), di mana h adalah ketinggian Matahari. Secara alami, energi per satuan permukaan horizontal lebih kecil daripada energi per satuan luas yang terletak tegak lurus terhadap sinar matahari (Gbr. 22).

Atmosfer menyerap sekitar 23% dan menghamburkan sekitar 32% radiasi matahari langsung yang masuk ke atmosfer, dan 26% radiasi yang dihamburkan kemudian sampai ke permukaan bumi, dan 6% masuk ke luar angkasa.

Radiasi matahari tidak hanya mengalami perubahan kuantitatif tetapi juga kualitatif di atmosfer, karena gas udara dan aerosol menyerap dan menyebarkan sinar matahari secara selektif. Penyerap utama radiasi adalah uap air, awan dan aerosol, serta ozon, yang sangat menyerap radiasi ultraviolet. Molekul berbagai gas dan aerosol berpartisipasi dalam hamburan radiasi. Hamburan adalah deviasi sinar cahaya ke segala arah dari arah semula, sehingga radiasi hamburan yang datang ke permukaan bumi bukan dari piringan matahari, melainkan dari seluruh cakrawala. Hamburan tergantung pada panjang gelombang: menurut hukum Rayleigh, semakin pendek panjang gelombang, semakin kuat hamburan. Oleh karena itu, sinar ultraviolet paling banyak tersebar, dan dari yang terlihat, ungu dan biru. Karenanya warna biru udara dan, karenanya, langit dalam cuaca cerah. Radiasi langsung, di sisi lain, ternyata sebagian besar berwarna kuning, sehingga piringan matahari tampak kekuningan. Saat matahari terbit dan terbenam, ketika jalur sinar di atmosfer lebih panjang dan hamburannya lebih besar, hanya sinar merah yang mencapai permukaan, yang membuat Matahari tampak merah. Radiasi hamburan menyebabkan cahaya di siang hari dalam cuaca berawan dan di tempat teduh dalam cuaca cerah, fenomena senja dan malam putih dikaitkan dengannya. Di Bulan, di mana tidak ada atmosfer dan, karenanya, radiasi yang tersebar, benda-benda yang jatuh ke dalam bayangan menjadi sama sekali tidak terlihat.

Dengan ketinggian, ketika kepadatan udara berkurang dan, dengan demikian, jumlah partikel yang tersebar, warna langit menjadi lebih gelap, pertama berubah menjadi biru tua, kemudian menjadi biru-ungu, yang terlihat jelas di pegunungan dan tercermin di langit. Lanskap Himalaya di N. Roerich. Di stratosfer, warna udaranya hitam dan ungu. Para astronot bersaksi bahwa pada ketinggian 300 km warna langit adalah hitam.

Di hadapan aerosol besar, tetesan dan kristal di atmosfer, tidak ada lagi hamburan, tetapi refleksi difus, dan karena radiasi yang dipantulkan secara difus adalah cahaya putih, warna langit menjadi keputihan.

Radiasi matahari langsung dan menyebar memiliki perjalanan harian dan tahunan tertentu, yang terutama tergantung pada ketinggian Matahari di atas cakrawala, pada transparansi udara dan kekeruhan.

Beras. 22. Masuknya radiasi matahari pada permukaan AB, tegak lurus terhadap sinar, dan pada permukaan horizontal AC (menurut S. P. Khromov)

Aliran radiasi langsung pada siang hari dari matahari terbit hingga tengah hari meningkat dan kemudian menurun hingga matahari terbenam karena perubahan ketinggian matahari dan jalur pancaran sinar di atmosfer. Namun, karena transparansi atmosfer berkurang sekitar tengah hari karena peningkatan uap air di udara dan debu, dan kekeruhan konvektif meningkat, nilai radiasi maksimum bergeser ke jam sebelum tengah hari. Pola ini melekat di garis lintang khatulistiwa-tropis sepanjang tahun, dan di garis lintang sedang di musim panas. Di musim dingin, di lintang sedang, radiasi maksimum terjadi pada siang hari.

Variasi tahunan dari nilai rata-rata bulanan radiasi langsung tergantung pada garis lintang. Di ekuator, perjalanan tahunan radiasi langsung berbentuk gelombang ganda: maxima selama periode ekuinoks musim semi dan musim gugur, minima selama periode titik balik matahari musim panas dan musim dingin. Di lintang sedang, nilai maksimum radiasi langsung terjadi di musim semi (April di belahan bumi utara), dan bukan di musim panas, karena udara saat ini lebih transparan karena kandungan uap air dan debu yang lebih rendah, serta sedikit mendung. Radiasi minimum diamati pada bulan Desember, ketika matahari berada pada titik terendah, siang hari pendek, dan itu adalah bulan paling berawan sepanjang tahun.

Perjalanan radiasi hamburan harian dan tahunan ditentukan oleh perubahan ketinggian Matahari di atas cakrawala dan panjang hari, serta transparansi atmosfer. Radiasi hamburan maksimum pada siang hari diamati pada siang hari dengan peningkatan radiasi secara keseluruhan, meskipun bagiannya di pagi dan sore hari lebih besar daripada radiasi langsung, dan pada siang hari, sebaliknya, radiasi langsung mendominasi. radiasi difusi. Perjalanan tahunan radiasi hamburan di ekuator umumnya mengulangi perjalanan garis lurus. Di lintang lain, itu lebih besar di musim panas daripada di musim dingin, karena peningkatan total masuknya radiasi matahari di musim panas.

Rasio antara radiasi langsung dan hamburan bervariasi tergantung pada ketinggian Matahari, transparansi atmosfer, dan kekeruhan.

Proporsi antara radiasi langsung dan hamburan tidak sama pada garis lintang yang berbeda. Di daerah kutub dan subpolar, radiasi difus membentuk 70% dari total fluks radiasi. Nilainya, selain posisi Matahari yang rendah dan kekeruhan, juga dipengaruhi oleh beberapa pantulan radiasi matahari dari permukaan salju. Mulai dari garis lintang sedang dan hampir sampai ke ekuator, radiasi langsung mendominasi radiasi yang tersebar. Kepentingan absolut dan relatifnya sangat besar di gurun tropis pedalaman (Sahara, Arabia), ditandai dengan kekeruhan minimal dan udara kering yang jernih. Di sepanjang ekuator, radiasi hamburan kembali mendominasi di atas garis lurus karena kelembaban udara yang tinggi dan adanya awan kumulus yang mampu menyebarkan radiasi matahari dengan baik.

Dengan peningkatan ketinggian suatu tempat di atas permukaan laut, nilai absolut dan relatif dari radiasi langsung meningkat secara signifikan dan radiasi yang tersebar berkurang, karena lapisan atmosfer menjadi lebih tipis. Pada ketinggian 50-60 km, fluks radiasi langsung mendekati konstanta matahari.

Semua radiasi matahari - langsung dan menyebar, datang ke permukaan bumi, disebut radiasi total:

Q = S * sin h + D,

di mana Q adalah radiasi total, S langsung, D difus, h adalah ketinggian Matahari di atas cakrawala. Radiasi total adalah sekitar 50% dari radiasi matahari yang tiba di batas atas atmosfer.

Dengan langit tak berawan, radiasi total signifikan dan memiliki variasi harian dengan maksimum sekitar tengah hari dan variasi tahunan dengan maksimum di musim panas. Mendung mengurangi radiasi, sehingga di musim panas kedatangannya di jam-jam sebelum tengah hari rata-rata lebih besar daripada di sore hari. Untuk alasan yang sama, itu lebih besar di paruh pertama tahun ini daripada di paruh kedua.

Sejumlah keteraturan diamati dalam distribusi total radiasi di permukaan bumi.

Beras. 23. Jumlah tahunan total radiasi matahari (MJ / (m 2 tahun))

Pola utama adalah bahwa radiasi total didistribusikan secara zonal, menurun dari garis lintang ekuatorial-tropis ke kutub sesuai dengan penurunan sudut datang sinar matahari (Gbr. 23). Penyimpangan dari distribusi zona dijelaskan oleh kekeruhan dan transparansi atmosfer yang berbeda. Nilai radiasi total tahunan tertinggi 7200-7500 MJ/m2 per tahun (sekitar 200 kkal/cm2 per tahun) terjadi di garis lintang tropis, di mana ada sedikit kekeruhan dan kelembaban udara yang rendah. Di gurun tropis pedalaman (Sahara, Arabia), di mana ada banyak radiasi langsung dan hampir tidak ada awan, total radiasi matahari bahkan mencapai lebih dari 8000 MJ/m 2 per tahun (hingga 220 kkal/cm 2 per tahun) . Dekat khatulistiwa, radiasi total berkurang menjadi 5600-6500 MJ/m per tahun (140-160 kkal/cm2 per tahun) karena kekeruhan yang signifikan, kelembaban tinggi dan transparansi udara yang lebih rendah. Di lintang sedang, radiasi total adalah 5000 - 3500 MJ / m 2 per tahun (= 120 - 80 kkal / cm 2 per tahun), di daerah kutub - 2500 MJ / m per tahun (= 60 kkal / cm 2 per tahun ). Selain itu, di Antartika 1,5 - 2 kali lebih besar daripada di Kutub Utara, terutama karena ketinggian absolut yang lebih besar dari daratan (lebih dari 3 km) dan oleh karena itu kepadatan udara yang rendah, kekeringan dan transparansi, serta cuaca berawan . Zonasi radiasi total lebih baik diekspresikan di atas lautan daripada di atas benua.

Pola penting kedua dari radiasi total adalah bahwa benua menerima lebih banyak daripada lautan, karena lebih sedikit (sebesar 15 - 30%) kekeruhan di atas benua. Satu-satunya pengecualian adalah garis lintang khatulistiwa, karena pada siang hari kekeruhan konvektif di atas lautan lebih sedikit daripada di atas daratan.

Fitur ketiga adalah bahwa di belahan bumi utara, lebih kontinental, radiasi total umumnya lebih besar daripada di samudera selatan.

Pada bulan Juni, jumlah radiasi matahari bulanan terbesar diterima oleh belahan bumi utara, terutama daerah tropis dan subtropis pedalaman. Di garis lintang sedang dan kutub, jumlah radiasi sedikit bervariasi di seluruh garis lintang, karena penurunan sudut datangnya sinar dikompensasi oleh durasi sinar matahari, hingga hari kutub di luar Lingkaran Arktik. Di belahan bumi selatan, dengan meningkatnya garis lintang, radiasi berkurang dengan cepat dan nol di luar Lingkaran Antartika.

Pada bulan Desember, belahan bumi selatan menerima lebih banyak radiasi daripada belahan bumi utara. Pada saat ini, jumlah panas matahari bulanan terbesar jatuh di gurun Australia dan Kalahari; lebih jauh di lintang sedang, radiasi secara bertahap berkurang, tetapi di Antartika meningkat lagi dan mencapai nilai yang sama seperti di daerah tropis. Di belahan bumi utara, dengan meningkatnya garis lintang, ia berkurang dengan cepat dan tidak ada di luar Lingkaran Arktik.

Secara umum, amplitudo tahunan terbesar dari total radiasi diamati di luar lingkaran kutub, terutama di Antartika, yang terkecil - di zona khatulistiwa.

Sumber terpenting dari mana permukaan Bumi dan atmosfer menerima energi panas adalah Matahari. Ini mengirimkan sejumlah besar energi radiasi ke ruang dunia: termal, cahaya, ultraviolet. Gelombang elektromagnetik yang dipancarkan Matahari merambat dengan kecepatan 300.000 km/s.

Pemanasan permukaan bumi bergantung pada sudut datangnya sinar matahari. Semua sinar matahari mengenai permukaan bumi sejajar satu sama lain, tetapi karena bumi memiliki bentuk bola, sinar matahari jatuh pada bagian permukaan yang berbeda pada sudut yang berbeda. Saat Matahari berada di puncaknya, sinarnya jatuh secara vertikal dan Bumi semakin panas.

Totalitas energi radiasi yang dikirim oleh Matahari disebut radiasi sinar matahari, biasanya dinyatakan dalam kalori per luas permukaan per tahun.

Radiasi matahari menentukan rezim suhu troposfer udara bumi.

Perlu dicatat bahwa jumlah total radiasi matahari lebih dari dua miliar kali jumlah energi yang diterima oleh Bumi.

Radiasi yang sampai ke permukaan bumi terdiri dari radiasi langsung dan difus.

Radiasi yang datang ke Bumi langsung dari Matahari dalam bentuk sinar matahari langsung di langit yang tidak berawan disebut lurus. Ini membawa jumlah panas dan cahaya terbesar. Jika planet kita tidak memiliki atmosfer, permukaan bumi hanya akan menerima radiasi langsung.

Namun, melewati atmosfer, sekitar seperempat dari radiasi matahari disebarkan oleh molekul gas dan kotoran, menyimpang dari jalur langsung. Beberapa dari mereka mencapai permukaan bumi, membentuk radiasi matahari yang tersebar. Berkat radiasi yang tersebar, cahaya juga menembus ke tempat-tempat di mana sinar matahari langsung (radiasi langsung) tidak menembus. Radiasi ini menciptakan siang hari dan memberi warna pada langit.

Radiasi matahari total

Semua sinar matahari yang mengenai bumi adalah total radiasi matahari yaitu, totalitas radiasi langsung dan difus (Gbr. 1).

Beras. 1. Total radiasi matahari per tahun

Distribusi radiasi matahari di atas permukaan bumi

Radiasi matahari tersebar tidak merata di seluruh bumi. Tergantung:

1. pada kepadatan dan kelembaban udara - semakin tinggi, semakin sedikit radiasi yang diterima permukaan bumi;

2. dari garis lintang geografis daerah tersebut - jumlah radiasi meningkat dari kutub ke khatulistiwa. Jumlah radiasi matahari langsung tergantung pada panjang jalur yang dilalui sinar matahari melalui atmosfer. Ketika Matahari berada di puncaknya (sudut datangnya sinar adalah 90 °), sinarnya mengenai Bumi dengan cara terpendek dan secara intensif mengeluarkan energinya ke area kecil. Di Bumi, ini terjadi di pita antara 23° LU. SH. dan 23°S sh., yaitu antara daerah tropis. Saat Anda menjauh dari zona ini ke selatan atau utara, panjang jalur sinar matahari meningkat, yaitu, sudut datangnya di permukaan bumi berkurang. Sinar mulai jatuh di Bumi pada sudut yang lebih kecil, seolah-olah meluncur, mendekati garis singgung di wilayah kutub. Akibatnya, aliran energi yang sama didistribusikan ke area yang lebih luas, sehingga jumlah energi yang dipantulkan meningkat. Jadi, di daerah khatulistiwa, di mana sinar matahari jatuh di permukaan bumi dengan sudut 90 °, jumlah radiasi matahari langsung yang diterima oleh permukaan bumi lebih tinggi, dan ketika Anda bergerak ke arah kutub, jumlah ini adalah berkurang tajam. Selain itu, panjang hari pada waktu yang berbeda dalam setahun juga tergantung pada garis lintang daerah tersebut, yang juga menentukan jumlah radiasi matahari yang masuk ke permukaan bumi;

3. dari pergerakan tahunan dan harian Bumi - di lintang tengah dan tinggi, masuknya radiasi matahari sangat bervariasi sesuai dengan musim, yang dikaitkan dengan perubahan ketinggian siang hari dan panjang hari ;

4. pada sifat permukaan bumi - semakin terang permukaannya, semakin banyak sinar matahari yang dipantulkan. Kemampuan suatu permukaan untuk memantulkan radiasi disebut albedo(dari lat. putih). Salju memantulkan radiasi dengan sangat kuat (90%), pasir lebih lemah (35%), chernozem bahkan lebih lemah (4%).

Permukaan bumi, menyerap radiasi matahari (radiasi yang diserap), memanas dan memancarkan panas ke atmosfer (radiasi pantul). Lapisan bawah atmosfer sebagian besar menunda radiasi terestrial. Radiasi yang diserap oleh permukaan bumi dihabiskan untuk memanaskan tanah, udara, dan air.

Bagian dari radiasi total yang tersisa setelah pemantulan dan radiasi termal permukaan bumi disebut keseimbangan radiasi. Keseimbangan radiasi permukaan bumi bervariasi selama hari dan musim dalam setahun, tetapi rata-rata untuk tahun itu memiliki nilai positif di mana-mana, dengan pengecualian gurun es di Greenland dan Antartika. Keseimbangan radiasi mencapai nilai maksimumnya pada garis lintang rendah (antara 20°LU dan 20°S) - lebih dari 42*10 2 J/m 2 , pada garis lintang sekitar 60° di kedua belahan berkurang menjadi 8*10 2 - 13 * 10 2 J / m 2.

Sinar matahari memberikan hingga 20% energinya ke atmosfer, yang didistribusikan ke seluruh ketebalan udara, dan oleh karena itu pemanasan udara yang disebabkan olehnya relatif kecil. Matahari memanaskan permukaan bumi, yang mentransfer panas ke udara atmosfer karena konveksi(dari lat. konveksi- pengiriman), yaitu, gerakan vertikal udara yang dipanaskan di permukaan bumi, di mana udara yang lebih dingin turun. Ini adalah bagaimana atmosfer menerima sebagian besar panasnya - rata-rata, tiga kali lebih banyak daripada langsung dari Matahari.

Kehadiran karbon dioksida dan uap air tidak memungkinkan panas yang dipantulkan dari permukaan bumi bebas lepas ke luar angkasa. Mereka menciptakan efek rumah kaca, karena itu penurunan suhu di Bumi pada siang hari tidak melebihi 15 ° C. Dengan tidak adanya karbon dioksida di atmosfer, permukaan bumi akan mendingin 40-50 °C dalam semalam.

Sebagai hasil dari pertumbuhan skala aktivitas ekonomi manusia - pembakaran batu bara dan minyak di pembangkit listrik termal, emisi dari perusahaan industri, peningkatan emisi mobil - kandungan karbon dioksida di atmosfer meningkat, yang mengarah ke peningkatan efek rumah kaca dan mengancam perubahan iklim global.

Sinar matahari, melewati atmosfer, jatuh di permukaan bumi dan memanaskannya, dan, pada gilirannya, melepaskan panas ke atmosfer. Ini menjelaskan ciri khas troposfer: penurunan suhu udara dengan ketinggian. Tetapi ada kalanya lapisan atas atmosfer lebih hangat daripada lapisan bawah. Fenomena seperti itu disebut inversi suhu(dari lat. inversio - membalik).

Seperti diketahui, keseimbangan radiasi adalah perbedaan antara radiasi total dan radiasi efektif. Oleh karena itu, pertama-tama kita akan secara singkat mempertimbangkan distribusi geografis dari total radiasi radiasi efektif.

Distribusi jumlah tahunan dan bulanan (jumlah) dari total (langsung ditambah tersebar) radiasi matahari di seluruh dunia tidak cukup zonal: isoline (yaitu, garis nilai yang sama) dari fluks radiasi pada peta tidak bertepatan dengan lingkaran lintang . Penyimpangan ini dijelaskan oleh fakta bahwa distribusi radiasi di seluruh dunia dipengaruhi oleh transparansi atmosfer dan kekeruhan.

Jumlah tahunan radiasi total di garis lintang tropis dan subtropis lebih dari 59 ·10 2 MJ/m 2 . Mereka sangat tinggi di gurun subtropis berawan rendah, dan di Afrika Utara mereka mencapai 84 ·10 2 - 92 ·10 2 MJ/m 2 . Di sisi lain, di atas kawasan hutan khatulistiwa dengan tingkat kekeruhan yang tinggi (di atas lembah Amazon dan Kongo (Zaire), di atas Indonesia) mereka berkurang menjadi 42 ·10 2 - 50 ·10 2 MJ/m 2 . Menuju garis lintang yang lebih tinggi dari kedua belahan bumi, jumlah tahunan radiasi total menurun, mencapai pada garis lintang 60° 25 ·10 2 - 33 ·10 2 2 . Tetapi kemudian mereka tumbuh lagi - sedikit di Belahan Bumi Utara, tetapi sangat signifikan di atas Antartika yang berawan dan bersalju, di mana di kedalaman daratan mereka mencapai 50 ·10 2 - 54 ·10 2 MJ/m 2, mis. nilai mendekati tropis dan melebihi ekuator (Khromov dan Petrosyants, 2004). Di atas lautan, jumlah radiasi lebih rendah daripada di darat. MJ/m

Di wilayah Rusia dan negara-negara tetangga, jumlah radiasi total tahunan bervariasi dari 25 · 10 2 MJ/m 2 di Severnaya Zemlya hingga 67 · 10 2 MJ/m 2 di selatan dataran rendah Turan dan di Pamirs. Di bawah garis lintang yang sama, mereka lebih besar di bagian Asia daripada di bagian Eropa (karena kurang mendung), dan terutama besar di Asia Tengah yang sedikit berawan. Di Timur Jauh, di mana ada banyak mendung di musim panas, mereka berkurang.

Tidak semua radiasi total diserap oleh permukaan bumi. Beberapa bagian dari itu tercermin. Sebagai hasil refleksi, dari 5 hingga 20% dari total radiasi hilang. Di gurun, dan terutama di daerah yang tertutup salju dan es, kehilangan radiasi oleh refleksi lebih besar.

Radiasi efektif permukaan bumi didistribusikan ke seluruh dunia lebih merata daripada radiasi total. Dengan meningkatnya suhu permukaan bumi, yaitu dengan transisi ke garis lintang yang lebih rendah, radiasi permukaan bumi sendiri meningkat; namun, pada saat yang sama, radiasi tandingan atmosfer juga meningkat karena kandungan uap air yang lebih besar di udara dan suhunya yang lebih tinggi. Oleh karena itu, perubahan radiasi efektif dengan garis lintang tidak terlalu besar.

Dekat khatulistiwa, dengan kelembaban tinggi dan berawan, baik di darat maupun di laut, radiasi efektif adalah sekitar 13·10 2 MJ/m 2 per tahun. Ke arah lintang tinggi di atas lautan, ia tumbuh dan di bawah paralel ke-60 mencapai sekitar 17 ·10 2 – 21 ·10 3 MJ/m 2 per tahun. Di darat, radiasi efektif lebih besar, terutama di gurun tropis yang kering, berawan dan panas, mencapai 33 · 10 2 MJ/m 2 per tahun.

Keseimbangan radiasi permukaan bumi untuk tahun ini positif di semua tempat di Bumi, kecuali dataran tinggi es Greenland dan Antartika. Ini berarti bahwa pemasukan tahunan radiasi yang diserap lebih besar daripada radiasi efektif untuk waktu yang sama. Namun ini tidak berarti sama sekali bahwa permukaan bumi semakin panas setiap tahunnya. Kelebihan radiasi yang diserap atas radiasi diseimbangkan dengan perpindahan panas dari permukaan bumi ke udara melalui konduksi termal dan selama transformasi fase air (selama penguapan dari permukaan bumi dan kondensasi selanjutnya di atmosfer).

Akibatnya, untuk permukaan bumi tidak ada kesetimbangan radiasi dalam penerimaan dan pengembalian radiasi, tetapi ada kesetimbangan termal: masuknya panas ke permukaan bumi baik secara radiasi maupun non-radiatif sama dengan pengembaliannya dengan cara yang sama. metode.

Dekat paralel ke-60 di kedua belahan bumi, keseimbangan radiasi tahunan di darat berkisar antara 8 10 2 hingga 13 10 2 MJ/m 2 . Ke lintang yang lebih tinggi, itu berkurang dan menjadi negatif di daratan Antartika: dari 2·10 2 menjadi 4·10 2 MJ/m 2 . Ini meningkat ke arah lintang rendah: antara
40 ° N dan 40 ° S saldo tahunan lebih dari 25 ·10 2 MJ/m 2 , dan antara 20°LU. dan 20 ° S - lagi
42 10 2 MJ/m 2 . Di lautan, keseimbangan radiasi lebih besar daripada di darat di garis lintang yang sama.
Hal ini disebabkan oleh fakta bahwa radiasi di lautan diserap oleh lapisan yang lebih besar daripada di darat, dan radiasi efektif tidak begitu besar karena suhu permukaan laut lebih rendah daripada permukaan tanah. Penyimpangan signifikan dari distribusi zona ada di gurun, di mana keseimbangannya lebih rendah (di Sahara, misalnya, hingga 25 · 10 2 MJ/m 2 ) karena radiasi efektif yang besar di udara kering dan sedikit berawan. Keseimbangan juga menurun, tetapi pada tingkat yang lebih rendah, di daerah dengan iklim monsun, di mana pada musim panas kekeruhan meningkat dan radiasi yang diserap berkurang dibandingkan dengan daerah lain di bawah garis lintang yang sama.

Di Rusia, keseimbangan radiasi tahunan di daratan di garis lintang utara adalah sekitar 4 · 10 2 MJ/m 2 , dan hingga 21 · 10 2 MJ/m 2 di selatan (Khromov, Petrosyants, 2004).

Daftar Isi
Klimatologi dan Meteorologi
RENCANA DIDAKTIS
Meteorologi dan Klimatologi
Suasana, cuaca, iklim
Pengamatan meteorologi
Aplikasi kartu
Layanan Meteorologi dan Organisasi Meteorologi Dunia (WMO)
Proses pembentukan iklim
Faktor astronomi
Faktor geofisika
Faktor meteorologi
Tentang radiasi matahari
Kesetimbangan termal dan radiasi Bumi
radiasi matahari langsung
Perubahan radiasi matahari di atmosfer dan di permukaan bumi
Fenomena Hamburan Radiasi
Radiasi total, radiasi matahari yang dipantulkan, radiasi yang diserap, PAR, albedo Bumi
Radiasi permukaan bumi
Kontra-radiasi atau kontra-radiasi
Keseimbangan radiasi permukaan bumi
Distribusi geografis dari neraca radiasi
Tekanan atmosfer dan medan baric
sistem tekanan
fluktuasi tekanan
Percepatan udara karena gradien baric
Gaya pembelokan rotasi bumi
Angin geostropik dan gradien
hukum angin baric
Front di atmosfer
Rezim termal atmosfer
Keseimbangan termal permukaan bumi
Variasi suhu harian dan tahunan di permukaan tanah
Suhu massa udara
Amplitudo tahunan suhu udara
Iklim kontinental
Tutupan awan dan curah hujan
Evaporasi dan saturasi
Kelembaban
Distribusi geografis kelembaban udara
kondensasi atmosfer
awan
Klasifikasi awan internasional
Kekeruhan, variasi harian dan tahunannya
Curah hujan dari awan (klasifikasi presipitasi)
Karakteristik rezim curah hujan
Curah hujan tahunan
Signifikansi iklim dari tutupan salju
Kimia atmosfer
Komposisi kimia atmosfer bumi
Komposisi kimia awan
Komposisi kimia dari presipitasi
Keasaman presipitasi
Sirkulasi umum atmosfer

Posisi lintang negara menentukan jumlah radiasi matahari yang mencapai permukaan dan distribusi intra-tahunannya. Rusia terletak antara 77 dan 41°LU; wilayah utamanya terletak antara 50 dan 70 ° LU. Inilah alasan posisi Rusia terutama di zona beriklim sedang dan subarktik, yang menentukan sebelumnya perubahan tajam dalam jumlah radiasi matahari selama musim dalam setahun. Luasnya wilayah dari utara ke selatan menentukan perbedaan signifikan dalam radiasi total tahunan antara wilayah utara dan selatannya. Di kepulauan Arktik di Franz Josef Land dan Severnaya Zemlya, radiasi total tahunan sekitar 60 kkal/cm2 (2500 mJ/m2), dan di ujung selatan sekitar 120 kkal/cm2 (5000 mJ/m2).

Yang sangat penting adalah posisi negara dalam kaitannya dengan lautan, karena distribusi kekeruhan bergantung padanya, yang mempengaruhi rasio radiasi langsung dan difus dan melaluinya jumlah radiasi total, serta pasokan lebih banyak kelembaban. udara laut. Rusia, seperti yang Anda tahu, tersapu oleh laut, terutama di utara dan timur, yang, dengan transfer massa udara barat yang berlaku di garis lintang ini, membatasi pengaruh laut dalam jalur pantai yang relatif sempit. Namun, peningkatan tajam dalam kekeruhan di Timur Jauh di musim panas mengurangi radiasi matahari pada bulan Juli di wilayah Sikhote-Alin menjadi 550 mJ/m2, yang sama dengan total radiasi di utara Semenanjung Kola, Yamal, dan Taimyr.

Radiasi matahari yang mencapai permukaan bumi merupakan basis energi utama untuk pembentukan iklim. Ini menentukan masuknya panas utama ke permukaan bumi. Semakin jauh dari ekuator, semakin kecil sudut datang sinar matahari, maka semakin rendah intensitas radiasi matahari. Karena kekeruhan yang besar di wilayah barat Cekungan Arktik, yang menunda radiasi matahari langsung, radiasi total tahunan terendah biasanya terjadi di pulau kutub di bagian Arktik ini dan wilayah Fjord Varanger di Semenanjung Kola (sekitar 2500 mJ /m2). Di selatan, radiasi total meningkat, mencapai maksimum di Semenanjung Taman dan di area Danau Khanka di Timur Jauh (lebih dari 5000 mJ/m2). Dengan demikian, radiasi total tahunan berlipat ganda dari perbatasan utara ke perbatasan selatan.

Radiasi total adalah bagian yang masuk dari neraca radiasi: R = Q (1 - a) - J. Bagian yang keluar adalah radiasi pantul (Q a) dan radiasi efektif (J). Radiasi yang dipantulkan tergantung pada albedo permukaan di bawahnya, dan oleh karena itu bervariasi dari zona ke zona dan musim. Radiasi efektif meningkat dengan berkurangnya kekeruhan, oleh karena itu dari pantai laut ke pedalaman. Selain itu, radiasi efektif tergantung pada suhu udara dan suhu permukaan aktif. Secara umum, radiasi efektif meningkat dari utara ke selatan.

Keseimbangan radiasi di pulau-pulau paling utara adalah negatif; di daratan, bervariasi dari 400 mJ/m2 di ujung utara Taimyr hingga 2000 mJ/m2 di ujung selatan Timur Jauh, di hilir Volga dan Ciscaucasia Timur. Keseimbangan radiasi mencapai nilai maksimumnya (2100 mJ/m2) di Ciscaucasia Barat. Keseimbangan radiasi menentukan jumlah panas yang dihabiskan untuk beragam proses yang terjadi di alam. Akibatnya, di dekat pinggiran utara benua Rusia, proses alami, dan yang terpenting, pembentukan iklim, mengonsumsi panas lima kali lebih sedikit daripada di dekat pinggiran selatannya.