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 aktual 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 mendung, 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), yang ditandai dengan kekeruhan minimal dan udara kering yang jernih. Di sepanjang khatulistiwa, 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 daerah beriklim 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.

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 pada 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.

Radiasi matahari adalah semua energi dari Matahari yang sampai ke Bumi.

Bagian dari radiasi matahari yang mencapai permukaan bumi tanpa hambatan disebut radiasi langsung. Jumlah maksimum radiasi langsung yang mungkin diterima oleh satuan luas yang terletak tegak lurus terhadap sinar matahari. Jika sinar matahari melewati awan dan uap air, maka ini adalah radiasi difus.

Ukuran kuantitatif radiasi matahari yang memasuki permukaan tertentu adalah energi iluminasi, atau kerapatan fluks radiasi, yaitu jumlah energi radiasi yang datang pada suatu satuan luas per satuan waktu. Penerangan energi diukur dalam W/m2.

Besar kecilnya radiasi matahari tergantung pada :

1) sudut datang sinar matahari

2) durasi siang hari

3) kekeruhan.

Sekitar 23% radiasi matahari langsung diserap di atmosfer. Selain itu, penyerapan ini selektif: gas yang berbeda menyerap radiasi di berbagai bagian spektrum dan derajat yang berbeda.

Radiasi matahari mencapai batas atas atmosfer dalam bentuk radiasi langsung. Sekitar 30% dari insiden radiasi matahari langsung di Bumi dipantulkan kembali ke luar angkasa. 70% sisanya masuk ke atmosfer.

Gurun yang terletak di sepanjang garis tropis menerima jumlah radiasi matahari terbesar. Matahari terbit tinggi di sana dan cuaca tidak berawan hampir sepanjang tahun.

Ada banyak uap air di atmosfer di atas khatulistiwa, yang membentuk awan padat. Uap dan awan menyerap sebagian besar radiasi matahari.

Daerah kutub menerima radiasi paling sedikit, di mana sinar matahari hampir menembus permukaan bumi.

Permukaan di bawahnya memantulkan radiasi dengan cara yang berbeda. Permukaan yang gelap dan tidak rata memantulkan sedikit radiasi, sedangkan permukaan yang terang dan halus memantulkan dengan baik.

Laut dalam badai memantulkan lebih sedikit radiasi daripada laut dalam keadaan tenang.

Albedo (lat. albus - putih) - kemampuan permukaan untuk memantulkan radiasi.

Distribusi geografis dari radiasi total

Distribusi jumlah tahunan dan bulanan dari total radiasi matahari di seluruh dunia adalah zonal: isoline 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 radiasi total tahunan sangat tinggi di gurun subtropis berawan rendah. Namun di atas kawasan hutan khatulistiwa dengan tingkat kekeruhan yang tinggi, jumlah tersebut berkurang. Untuk lintang yang lebih tinggi dari kedua belahan bumi, jumlah tahunan penurunan radiasi total. Tetapi kemudian mereka tumbuh lagi - sedikit di Belahan Bumi Utara, tetapi sangat signifikan di atas Antartika yang berawan dan bersalju. Di atas lautan, jumlah radiasi lebih rendah daripada di darat.

Keseimbangan radiasi permukaan bumi untuk tahun ini positif di semua tempat di Bumi, kecuali dataran es Greenland dan Antartika. Ini berarti bahwa pemasukan tahunan radiasi yang diserap lebih besar daripada radiasi efektif untuk waktu yang sama. Namun hal 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).

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 metode yang sama. .

Seperti diketahui, keseimbangan radiasi adalah perbedaan antara radiasi total dan radiasi efektif. Radiasi efektif permukaan bumi didistribusikan ke seluruh dunia lebih merata daripada radiasi total. Intinya adalah bahwa ketika suhu permukaan bumi naik, yaitu, dengan transisi ke garis lintang yang lebih rendah, radiasi diri dari permukaan bumi meningkat; namun, pada saat yang sama, radiasi tandingan atmosfer juga meningkat karena kandungan kelembaban udara yang lebih besar dan suhunya yang lebih tinggi. Oleh karena itu, perubahan radiasi efektif dengan garis lintang tidak terlalu besar.

Distribusi geografis dari total radiasi matahari dan keseimbangan radiasi

Jumlah tahunan kedatangan radiasi matahari meningkat dari kutub ke khatulistiwa. Namun, sifat umum dari keteraturan ini dilanggar tergantung pada distribusi kekeruhan, kelembaban dan debu di atmosfer. Jadi, di atas gurun, di mana cuaca cerah, kedatangan radiasi matahari jauh lebih besar daripada di garis lintang yang sama di daerah pesisir.

Jumlah tahunan terbesar kedatangan radiasi matahari diamati di selatan Mesir - 9200 MJ/m2. Pada garis lintang yang sama di atas lautan, mereka adalah 6700-7550 MJ/m2. Di wilayah Uni Soviet, jumlah radiasi matahari tahunan berkisar dari 2500 MJ/m2 di utara hingga 6700 MJ/m2 dan lebih banyak lagi di Asia Tengah. Pada bulan Juni, jumlah bulanan total radiasi di utara Uni Soviet adalah 590-670 MJ/m2, dan di selatan 750-920 MJ/m2. Cukup besar, kedatangan radiasi total di utara, cukup sebanding dengan yang di selatan, disebabkan oleh siang hari.

Keseimbangan radiasi tergantung baik pada kedatangan radiasi matahari dan pada albedo dan radiasi efektif dari permukaan yang mendasarinya. Oleh karena itu, keseimbangan radiasi pada garis lintang geografis yang sama lebih besar di atas lautan dan lebih sedikit di atas benua. Di Uni Soviet, jumlah tahunan dari keseimbangan radiasi rata-rata 500-800 MJ/m2 di utara dan sekitar 2200 MJ/m2 di selatan. Jumlah bulanan keseimbangan radiasi

lapisan aktif pada bulan Juni di dekat Lingkaran Arktik di Siberia dan di republik-republik Asia Tengah secara praktis dekat dan masing-masing berjumlah sekitar 280-330 MJ/m2. pada gambar. Gambar 9 menunjukkan peta jumlah tahunan keseimbangan radiasi lapisan aktif (menurut M. I. Budyko). Jumlah ini positif di mana-mana, kecuali untuk daerah yang tertutup salju atau es permanen (Greenland, Antartika). Pada peta jumlah tahunan keseimbangan radiasi, perubahan mendadak dalam keseimbangan radiasi selama transisi dari lautan ke benua terlihat. Ini terutama terlihat di pantai Afrika, yang berbatasan dengan gurun. Hal ini dijelaskan, pertama, oleh fakta bahwa albedo permukaan laut jauh lebih sedikit daripada albedo darat (albedo gurun rata-rata 0,28) dan, kedua, oleh radiasi efektif yang besar di gurun tropis.

Distribusi geografis neraca radiasi dan komponennya pertama kali disajikan dalam Heat Balance Atlas (1963), yang disusun oleh ilmuwan Soviet M. I. Budyko, T. G. Berlyand, dan lain-lain. Data neraca radiasi digunakan dalam konstruksi, pertanian, kedokteran, dll. d.

Kedatangan radiasi matahari dan keseimbangan radiasi adalah faktor iklim yang paling penting. Mereka menentukan zonalitas termal latitudinal, yaitu transisi dari iklim panas di khatulistiwa ke iklim dingin di garis lintang kutub. Untuk menjelaskan pola-pola pembentukan iklim, diperlukan pengetahuan tentang kedatangan dan penyerapan energi matahari dan transformasi selanjutnya di permukaan bumi dan di atmosfer.

Distribusi geografis dari total radiasi matahari di batas atas atmosfer tergantung pada garis lintang dan waktu dalam setahun, karena kebulatan Bumi dan kemiringan bidang ekuator ke bidang orbit bumi. Sepanjang tahun, jumlah radiasi total berkurang dari 313 kkal per cm persegi. di ekuator hingga 133 kkal per cm persegi. di kutub. Di musim panas, asupan radiasi menurun dari 160 kkal per cm persegi di ekuator menjadi 133 kkal per cm persegi. di Kutub selama 6 bulan periode hangat, dan di musim dingin - dari 160 kkal per meter persegi. cm di ekuator hingga 0 sekitar 75 ° N

Dalam perjalanan tahunan radiasi di batas atas atmosfer antara daerah tropis, ada dua maksimum, ketika Matahari mencapai ketinggian tengah hari tertinggi / di khatulistiwa - ekuinoks, di garis lintang lain antara ekuinoks dan titik balik matahari musim panas /. Di luar daerah tropis, hanya ada satu maksimum dalam perjalanan tahunan radiasi selama titik balik matahari musim panas, ketika ketinggian Matahari terbesar / 90 ° - garis lintang + 23,5 ° / dan tergantung pada garis lintang tempat itu, dan satu minimum selama musim dingin. titik balik matahari, masing-masing, ketika ketinggian Matahari terendah / 90 ° - lintang - 23,5 ° /.

Distribusi radiasi total dekat permukaan bumi adalah lintang-zonal. Di sini, radiasi dilemahkan oleh fakta bahwa ia telah melewati atmosfer, sebagian menjadi lempung, tersebar, dan dipantulkan oleh awan. Kekeruhan mengurangi radiasi matahari langsung sebesar 20-75%. Isolin dari radiasi total pada peta menyimpang dari garis lintang di bawah pengaruh transparansi atmosfer dan kekeruhan / gbr. 2/.

Jumlah radiasi total tahunan adalah yang terbesar di garis lintang tropis dan subtropis / lebih dari 140 kkal per meter persegi. cm per tahun /, dan di gurun Afrika Utara dan Arab adalah 200 ... 220 kkal per persegi. cm per tahun. Di ekuator di atas Cekungan Amazon dan Kongo dan di Indonesia, turun menjadi 100-120 kkal per meter persegi. cm per tahun. Dari subtropis ke utara dan selatan, radiasi menurun ke Lingkaran Arktik, di mana itu adalah 60 ... 80, kemudian sedikit meningkat ke arah kutub utara. dan di atas Antartika mencapai 120 .... 130 kkal per meter persegi. cm per tahun. Di semua garis lintang kecuali khatulistiwa, radiasi total di atas lautan lebih rendah daripada di atas daratan.

Bahkan atmosfer yang ideal (kering dan bersih) menyerap dan menyebarkan sinar matahari, mengurangi intensitas radiasi matahari. Efek melemahnya radiasi matahari dari atmosfer nyata yang mengandung uap air dan kotoran padat jauh lebih besar daripada yang ideal.

Atmosfer hanya menyerap 15 - 20% dari radiasi matahari yang datang ke bumi, sebagian besar inframerah. Uap air, aerosol, dan ozon berfungsi sebagai penyerap.

Sekitar 25% radiasi matahari dihamburkan oleh atmosfer. Molekul gas menyebarkan sinar dengan panjang gelombang pendek (dari sini warna langit menjadi biru). Kotoran (partikel debu, kristal dan tetesan) menyebarkan sinar dengan panjang gelombang yang lebih panjang (warna keputihan). Karena hamburan dan refleksi sinar matahari oleh atmosfer, ada siang hari pada hari berawan, benda-benda di tempat teduh terlihat, dan fenomena senja terjadi.

Faktor kekeruhan - rasio transparansi atmosfer nyata dengan transparansi ideal, ditentukan oleh kandungan uap air dan debu di atmosfer dan selalu lebih besar dari satu.

Dengan peningkatan garis lintang geografis, faktor kekeruhan menurun: pada garis lintang dari 00 hingga 200 N. lintang. itu rata-rata 4,6, pada garis lintang 400-500 n. - 3,5, pada garis lintang dari 500 hingga 600 s.l. - 2.8 dan pada garis lintang dari 600 hingga 800 s.l. - 2.0. Di daerah beriklim sedang, faktor kekeruhan lebih sedikit di musim dingin daripada di musim panas, dan lebih sedikit di pagi hari daripada di sore hari. Ini berkurang dengan ketinggian. Semakin besar faktor kekeruhan, semakin besar redaman radiasi matahari di atmosfer.

Bagian dari radiasi matahari yang telah menembus atmosfer ke permukaan bumi tanpa dihamburkan adalah radiasi langsung. Bagian dari radiasi yang dihamburkan oleh atmosfer diubah menjadi radiasi difus. Semua radiasi matahari yang masuk ke permukaan bumi: langsung + tersebar disebut radiasi total.

Rasio antara radiasi langsung dan tersebar sangat bervariasi tergantung pada kekeruhan, debu atmosfer, dan juga pada ketinggian Matahari. Di langit berawan, radiasi difus mungkin lebih besar daripada radiasi langsung. Pada ketinggian rendah Matahari, radiasi total hampir seluruhnya terdiri dari radiasi yang tersebar. Pada ketinggian matahari 500 dan dengan langit cerah, radiasi yang tersebar tidak melebihi 10 - 20%.

Distribusi total radiasi di Bumi memungkinkan untuk melacak peta nilai rata-rata tahunan dan bulanannya. Jumlah radiasi total tahunan terbesar diterima oleh permukaan gurun pedalaman tropis (Sahara Timur dan bagian tengah Arabia). Menjelang khatulistiwa, radiasi total menurun menjadi 120-160 kkal/cm2 per tahun karena kelembaban udara yang tinggi dan kekeruhan yang tinggi. Di lintang sedang, permukaan menerima 80 - 100 kkal / cm2 per tahun, di Kutub Utara - 60 -70, dan di Antartika, dengan pengulangan hari cerah yang sering dan transparansi atmosfer yang tinggi, - 100 - 120 kkal / cm2 per tahun . Distribusi radiasi total di atas permukaan bumi bersifat zonal.

4. Albedo. Radiasi matahari total, yang jatuh di permukaan, sebagian dipantulkan kembali ke atmosfer. Rasio jumlah radiasi yang dipantulkan dari suatu permukaan dengan jumlah yang datang pada permukaan itu disebut albedo. Albedo mencirikan reflektifitas permukaan dan dinyatakan sebagai pecahan atau persentase. Albedo permukaan bumi tergantung pada sifat dan kondisinya: warna, kelembaban, dll. Salju yang baru turun memiliki reflektifitas tertinggi - hingga 0,90. Albedo permukaan gurun pasir adalah 0,09 hingga 0,34 (tergantung pada warna dan kelembaban), permukaan gurun tanah liat adalah 0,30, padang rumput dengan rumput segar - 0,22, dengan rumput kering - 0,931, hutan gugur - 0, 16 -0,27, hutan jenis konifera - 0,6 - 0,19. Reflektifitas permukaan air yang tenang dengan sinar matahari yang masuk adalah 0,02, dengan posisi Matahari yang rendah di atas cakrawala - 0,35.

Suasana yang bersih mencerminkan sekitar 0,10 radiasi matahari. Albedo besar permukaan es kutub yang tertutup salju adalah salah satu penyebab suhu rendah di daerah kutub.

Albedo Bumi sebagai planet sangat kompleks, karena permukaannya sangat beragam. Kekeruhan sangat penting. Albedo awan adalah dari 0,50 hingga 0,80. Nilai albedo Bumi sebagai planet diambil sama dengan 0,35.

Radiasi. Setiap benda dengan suhu di atas nol mutlak (-2730C) memancarkan energi radiasi. Total emisivitas benda hitam berbanding lurus dengan pangkat empat suhu mutlaknya (T).

Semakin tinggi suhu tubuh yang memancar, semakin pendek panjang gelombang sinar yang dipancarkan olehnya. Matahari yang panas mengirimkan radiasi gelombang pendek ke luar angkasa. Permukaan bumi, menyerap radiasi matahari gelombang pendek, memanas dan juga menjadi sumber radiasi (sumber radiasi terestrial). Tetapi karena suhu permukaan bumi tidak melebihi beberapa puluh derajat, radiasinya adalah gelombang panjang, tidak terlihat.

Atmosfer, yang menyerap sebagian radiasi matahari yang melewatinya dan lebih dari separuh bumi, dengan sendirinya memancarkan energi baik ke ruang dunia maupun ke permukaan bumi. Radiasi atmosfer yang diarahkan ke permukaan bumi, ke arah bumi, disebut radiasi lawan. Disebut counter karena diarahkan ke radiasi permukaan bumi sendiri. Radiasi ini, seperti terestrial, gelombang panjang, tak terlihat. Permukaan bumi menyerap radiasi tandingan ini hampir seluruhnya (sebesar 90 - 99%). Kontra radiasi meningkat dengan meningkatnya kekeruhan, karena awan itu sendiri adalah sumber radiasi. Dengan ketinggian, radiasi lawan berkurang karena penurunan kandungan uap air. Radiasi lawan terbesar adalah di khatulistiwa, di mana atmosfer paling panas dan kaya akan uap air.

Dua aliran radiasi gelombang panjang bertemu di atmosfer - radiasi permukaan dan radiasi atmosfer. Perbedaan antara keduanya, yang menentukan hilangnya panas aktual oleh permukaan bumi, disebut radiasi efektif. Radiasi efektif semakin besar, semakin tinggi suhu permukaan radiasi. Kelembaban udara mengurangi radiasi efektif, awannya sangat menguranginya.

Nilai tertinggi dari jumlah radiasi efektif tahunan diamati di gurun tropis (80 kkal/cm2 per tahun) karena suhu permukaan yang tinggi, udara kering dan langit cerah. Di ekuator, dengan kelembaban udara yang tinggi, radiasi efektif hanya sekitar 30 kkal/cm2 per tahun, dan nilainya untuk daratan dan lautan sedikit berbeda. Di lintang sedang, permukaan bumi kehilangan hampir setengah dari jumlah panas yang diterimanya dari penyerapan radiasi total. Secara umum, radiasi efektif untuk Bumi adalah 46 kkal/cm2 per tahun.

Kemampuan atmosfer untuk mentransmisikan radiasi gelombang pendek dari Matahari (radiasi langsung dan difus) dan menunda radiasi termal gelombang panjang dari Bumi disebut efek rumah kaca. Suhu rata-rata permukaan bumi adalah sekitar + 150C, dan jika tidak ada atmosfer, suhu akan menjadi 21 - 360 derajat lebih rendah.

5. Perbedaan antara radiasi yang diserap th dan radiasi efektif disebut keseimbangan radiasi atau radiasi residual. Bagian neraca yang masuk termasuk radiasi langsung, tersebar, mis. total. Di bagian konsumsi - albedo permukaan dan radiasi efektifnya.

Nilai keseimbangan radiasi permukaan ditentukan oleh persamaan: R = Q (1 – a) – Ieff, di mana Q adalah radiasi matahari total per satuan permukaan, a adalah albedo (dinyatakan sebagai pecahan), Ieff adalah efektif radiasi permukaan. Jika input lebih besar dari output, keseimbangan radiasi positif; jika input lebih kecil dari output, itu negatif.

Keseimbangan radiasi permukaan bumi untuk tahun ini positif untuk seluruh Bumi, dengan pengecualian dataran es Greenland dan Antartika. Ini berarti bahwa pemasukan tahunan radiasi yang diserap lebih besar daripada radiasi efektif untuk waktu yang sama.

Pada malam hari, di semua garis lintang, keseimbangan radiasi permukaan negatif, pada siang hari sebelum tengah hari positif (kecuali untuk garis lintang tinggi di musim dingin), dan lagi-lagi negatif pada sore hari.

Pada peta jumlah tahunan dari keseimbangan radiasi terlihat bahwa distribusi mereka di Samudera, secara keseluruhan, zonal. Di garis lintang tropis, jumlah tahunan keseimbangan radiasi di Lautan adalah 140 kkal/cm2 (Laut Arab), dan pada batas es terapung jumlahnya tidak melebihi 30 kkal/cm2. Sekitar 600 detik. dan kamu. lintang, keseimbangan radiasi tahunan adalah 20 - 30 kkal/cm2. Dari sini ke lintang yang lebih tinggi berkurang dan di daratan Antartika negatif -5 - -10 kkal/cm2. Meningkat ke arah lintang rendah, mencapai 100-120 kkal/cm2 di daerah tropis dan di khatulistiwa. Penyimpangan kecil dari distribusi zona dikaitkan dengan kekeruhan yang berbeda. Di atas permukaan air, keseimbangan radiasi lebih besar daripada di darat pada garis lintang yang sama, karena lautan menyerap lebih banyak radiasi. Nilai keseimbangan radiasi secara signifikan menyimpang dari distribusi zona di gurun, di mana keseimbangan diturunkan karena radiasi efektif yang tinggi di udara kering dan sedikit berawan (di Sahara - 60 kkal / cm2, dan di dekatnya di lautan - 120 - 140 kkal / cm2). Keseimbangan juga menurun, tetapi pada tingkat yang lebih rendah, di daerah dengan iklim monsun, di mana pada musim hangat kekeruhan meningkat dan, akibatnya, radiasi yang diserap (langsung dan menyebar) berkurang dibandingkan dengan daerah lain pada garis lintang yang sama. .

Pada bulan Januari, keseimbangan radiasi negatif di sebagian besar belahan bumi utara. Nol isoline lewat di daerah 400 s.l. Di sebelah utara garis lintang ini, keseimbangan menjadi negatif, mencapai minus 4 kkal/cm2 dan lebih rendah di Kutub Utara. Di selatan meningkat menjadi 10-14 kkal/cm2 di daerah tropis selatan, dan di selatan menurun menjadi 4-5 kkal/cm2 di wilayah pesisir Antartika.

Pada bulan Juli, keseimbangan radiasi di seluruh belahan bumi utara adalah positif. Pada 60 - 650 N lebih dari 8 kkal/cm2. Di selatan, perlahan meningkat, mencapai nilai maksimum di kedua sisi tropis utara - 12 - 14 kkal/cm2 dan lebih tinggi, dan di utara Laut Arab - 16 kkal/cm2. Saldo tetap positif hingga 400S. Di selatan, nilainya negatif dan di lepas pantai Antartika turun menjadi minus 1 - minus 2 kkal/cm2.

6. Bagaimana kelebihan panas dihabiskan(keseimbangan radiasi positif) dan kekurangannya dikompensasi (keseimbangan radiasi negatif), bagaimana keseimbangan termal terbentuk untuk permukaan, atmosfer, menjelaskan keseimbangan termal.

Persamaan keseimbangan panas permukaan

R1 - LE - P - B = 0,

di mana R1 adalah keseimbangan radiasi (selalu positif), LE adalah konsumsi panas untuk penguapan (L adalah panas laten penguapan, E adalah penguapan), P adalah pertukaran panas turbulen antara permukaan dan atmosfer, B adalah pertukaran panas antara permukaan dan lapisan tanah atau air di bawahnya.

Karena semua istilah persamaan dapat berubah, keseimbangan panas sangat mobile. Keseimbangan panas atmosfer termasuk keseimbangan radiasi R2 (selalu negatif), panas yang datang dari permukaan - P dan panas yang dilepaskan selama kondensasi uap air - LE (nilai selalu positif). Rata-rata, keseimbangan panas atmosfer dalam jangka panjang dapat dinyatakan dengan persamaan:

R2 + P + LE = 0.

Keseimbangan panas permukaan dan atmosfer secara keseluruhan sama dengan nol pada rata-rata jangka panjang.

Jika jumlah radiasi matahari yang masuk ke bumi per tahun diambil sebagai 100%, maka 31% dikirim kembali ke ruang antarplanet (7% tersebar dan 24% dipantulkan oleh awan). Atmosfer menyerap 17% radiasi yang masuk (3% diserap oleh ozon, 13% oleh uap air dan 1% oleh awan). Sisanya 52% (radiasi langsung + hamburan) mencapai permukaan di bawahnya, yang memantulkan 4% di luar atmosfer dan menyerap 48%. Dari 48% yang diserap oleh permukaan, 18% digunakan untuk radiasi efektif. Dengan demikian, keseimbangan radiasi permukaan (residual radiation) akan menjadi 30% (52% - 4% -18%). Penguapan dari permukaan mengkonsumsi 22%, dan 8% dihabiskan untuk pertukaran panas turbulen dengan atmosfer. Keseimbangan termal permukaan: 30% - 22% - 8% = -30%.

Radiasi atmosfer ke ruang antarplanet - 65%. Saldo Radiasinya: -65% + 17% + 18% = -30%. Keseimbangan panas atmosfer: -30% + 22% + 8% =0. Albedo Bumi sebagai planet adalah 35%.