Twoim problemem jest to, że powszechną NICOŚĆ mylisz z osobistą PUSTKĄ
Pogoda - chwilowy stan atmosfery na pewnym obszarze określony przez ukł. powiązanych ze sobą elementów i zjawisk meteorologicznych. Do tych elementów należą : temp. powietrza, jego wilgotność, zachmurzenie, opad oraz ciśn. atmosferyczne i wiatr, a do zjawisk - mgły, burze i zamglenia.
Typy pogody - gdy określany stan pogody utrzymuje się nad jakimś miejscem przez kilka dni z małymi w ciągu doby zmianami, mówimy wówczas, że występuje określony typ pogody np. antycyklonalnej (wyżowej), słonecznej i suchej, gorącej latem, mroźnej zimą lub cyklonalnej (niżowej), pochmurnej i deszczowej, ciepłej odniżowej zimą, chłodnej latem. Typ pogody obrazuje zazwyczaj stan atmosfery nad większym obszarem np. regionem, krajem, pozostającym w zasięgu jednorodnej masy powietrza albo jednakowego kuł. cieśn. (kuł. barycznego).
Klimat - wieloletnie obserwacje stanów atmosfery wykazały, że typy pogody występujące nad danym obszarem (w seriach dla pór roku i powtarzających się z roku na rok) to wieloletni układ charakterystyczny dla danego obszaru. Stanów pogody obserwowanych w ich naturalnym następstwie w dostatecznie długim okresie czasie co najmniej 10 lat). Układ taki jest wynikiem współdziałania promieniowania słonecznego, cyrkulacji atmosfery, obiegu wody i czynników geograficznych : szerokość, rozkład lądów i mórz, wysokość n.p.m., szata roślinna.
Meteorologia i klimatologia - zajmuje się zagadnieniami z pogodą i klimatem. Wspólny jest przedmiot badań stanu atmosfery lecz różne metody badawcze.
Meteorologia - (meteoron z greckiego-występowanie w powietrzu). Nauka o zjawiskach i procesach fizycznych zachodzących w atmosferze ziemskiej. Ze względu na przedmiot badań jakim jest powłoka gazowa. Meteorologia wchodzi w skład nauk geofizycznych. Bada stany atmosfery i zachodzące zmiany, poszukuje przyczyn i prawidłowości. W przebiegu korzysta z obserwacji instrumentalnych i wizualnych. Jej gałąź to meteorologia synoptyczna (z greckiego synopticos-opar mający okiem wszystko naraz) analizuje zaobserwowane w konkretnym momencie stany pogody na dużym obszarze, a po ustaleniu zmian , jakie w nich zaszły w ciągu minionych kilku godzin, stara się drogą ekstaporacji przewidzieć spodziewany ich przebieg najbliższym czasie czyli postawić prognozę pogody.
Klimatologia - to nauka klimacie a więc o wieloletnim układzie stanów pogody, charakterystycznych dla danego obszaru na kuli ziemskiej. Materiał wyjściowy (obserwowanie elementów meteorologicznych) i przedmiot badań (układów stanów pogody) wiąże klimatologię z meteorologią. Na chwilowe i wieloletnie układy pogody wpływają takie składniki : środowiska przyrodniczego jak wys. n.p.m., rzeźba terenu, gleba i barwa, wody i szata roślinna. Z kolei procesy modelujące rzeźbę, obieg wody i jej ilość zależą od klimatu i szaty roślinnej. Klimatologia jest jedną z nauk geograficznych, których przedmiotem badań są wszystkie elementy środowiska przyrodniczego.
Klimatolog - zestawia wieloletnie ciągi obserwacyjne poszczególnych elementów meteorologicznych, przeprowadza ich analizę, wykorzystuje przy tym metody statystyczne, graficzne i kartograficzne. Na podstawie tych opracowań można w sposób szczegółowy scharakteryzować klimat dla danego miejsca czy obszaru.
Agrometeorologia - jest jedną z najmłodszych nauk, powstała bowiem w ostatnich kilkudziesięciu latach.
Meteorologia rolnicza (agrometeorologia) - jest nauką badającą warunki meteorologiczne mające wpływ wzrost, rozwój i plonowanie roślin uprawnych, produkcję zwierząt gospodarczych. Przedmiotem badań jest tu przyziemna warstwa powietrza i wyższe warstwy atmosfery, a także warstwa gleby w której są korzenie roślin i drzew.
Skala przestrzenna klimatu. Dotychczas przy stosowaniu pojęcia „klimat” nie braliśmy pod uwagę jego skali przestrzennej. Tymczasem badane „przestrzenie geograficzne”, których klimatem jesteśmy zainteresowani mogą bardzo różnić się rozmiarami oraz swymi specyficznymi cechami. Z tego względu zachodzi potrzeba sprecyzowania i uszeregowania pojęcia klimatu przy przechodzeniu do coraz wyższych jednostek geograficznych.
Makroklimat - reprezentuje zespół cech klimatycznych w dużej skali przestrzennej, a więc np. strefy, kontynentu, kraju czy regionu. Stanowi on jakby sumę klimatów mniejszych jednostek, na które wpływają czynniki geograficzne już w „mezoskali”.
Mezoklimat - (klimat miejscowy lub lokalny) stanowi kolejny, niższy stopień hierarchii podziału. Obiektem badań są tutaj jednostki geograficzne, jak dolina rzeczna, wzgórze, kompleks leśny, miasto.
Topoklimat - obrazuje w obrębie określonego mezoklimatu drobne, wynikające z położenia, różnice w warunkach atmosfery danego fragmentu powierzchni, np. w klimacie lokalnym doliny wyróżniamy topoklimat jej dna, zboczy o przeciwstawnych ekspozycjach, a w mezoklimacie miasta topoklimat ulic różnie usytuowanych, placów itp.
Mikroklimat - odzwierciedla już w „mikroskali” wybitnie lokalnej bardzo dobre oddziaływania środowiska na warunki atmosferyczne. W odniesieniu np. do klimatu lokalnego lasu możemy mówić o mikroklimacie runa leśnego, mikroklimacie powierzchni czynnej tj., zew. powierzchni koron, wystawionej najbardziej na nagrzanie w ciągu dnia i wychłodzeniu w nocy. W klimacie miasta wyróżniamy mikroklimat stron słonecznych i nie słonecznych ulic, placów, ulic zadrzewionych i pozbawionych roślinności, mikroklimat dziedzińców itp.
Ważne są tzw. pomiary gradientowe, określające zmiany elementów w pionie, często uwzględniane są pomiary : 0; 0.25; 0.50; 1.5 i 2.0 m. nad poziom gruntu. Terminy obserwacji są zagęszczone dla uchwycenia dobowego przebiegu elementów. Obserwacje prowadzi się bądź punktowo, tzw. obserwatory przebywające stale w określonych, odpowiednio dobranych punktów, bądź patrolowo-obserwatorzy dokonują pomiaru. W kolejnych punktach wyg. ustalonej dla każdego marszruty, często z powrotem do punktu wyjściowego. Wystarczają okresy krótkie, np. w kilku dniowych seriach, przy różnych typach pogody i w różnych porach roku.
Wpływ środowiska przejawia się najsilniej w najniższych przygruntowych warstwach powietrza, mniej więcej w warstwie o miąższości 1.6-2.0 m. W związku z tym niektórzy autorzy pojęcie mikroklimatu odnoszą tylko do przygruntowej warstwy powietrza, nie wprowadzają żadnego ograniczenia powierzchniowego. Nie wydaje się to słuszne, bowiem i w tej warstwie możemy wyróżnić szereg mikroklimatów, np. w odniesieniu do charakteru podłoża : bagna, wydmy, łąki, łanu zboża itp., a w odniesieniu do człowieka : małego dziecka (poniżej 1m.) i dorosłego człowieka (powyżej 1.5 m.) ; cechy tych mikroklimatów będą między sobą różnić się dość znacznie. W warstwach wyższych, ponad 2 m., różnice mikroklimatyczne zmieniają się dość szybko, dlatego obserwacje wykonywane na standardowej wysokości 2 m. są na ogół uznawane za reprezentatywne dla doliny, jako charakteryzujące jej warunki w skali mikroklimatu. Dla badań w skali makro-, topo- i mikroklimatu konieczne są obserwacje specjalne, nastawione na określone zadania.
SKŁAD ATMOSFERY
Powietrze jest fizyczną mieszaniną gazów, tzn. jego składniki nie działają na siebie chemicznie. Ponadto zawiera w sobie domieszki gazowe, ciekłe i stałe, których zawartość ulega zmianie pod względem ilości i jakości w czasie i przestrzeni.
Powietrze suche i czyste (bez domieszek) ma przy powierzchni ziemi w jednostce objętości skład : azot (78.08 %), tlen (20.95 %), argon (0.93 %), dwutlenek węgla (0.03 %), neon (0.002 %), hel, krypton, wodór, ksenon, ozon.
Trzy pierwsze składniki zajmują 99.96 % w jednostce objętości powietrza; zawartość dwutlenku węgla średnio wynosi 0.03 % jednak w warstwie przyziemnej ulega dość dużym wahaniom. Na pozostałą objętość, stanowiącą zaledwie 0.01 % składa się szereg wymienionych wyżej gazów, występujących w znikomych ilościach, rzędu tysięcy, a nawet mln. części %.
Dobowe i roczne wahania dwutlenku węgla. W ciągu dnia stężenie dwutlenku węgla maleje (min.) na skutek fotosyntezy i turbulencji (mieszanie powietrza). W nocy rośnie (max.) gdyż ustaje fotosynteza i zanikają ruchy powietrza, a dopływ tego gazu z gleby wzrasta. Zimą - spadek fotosyntezy powoduje mdx. ilość dwutlenku węgla w przygruntowej warstwie. W ciepłej porze roku objawia się min. dwutlenku węgla, a to dlatego, że duże jego ilości są zużywane w procesie fotosyntezy.
Między 1959-1969 wzrostowa tendencja dwutlenku węgla.
Interesujący jest fakt, że gazy o najmniejszej zawartości tj. para wodna, dwutlenek węgla odgrywają najważniejszą rolę w kształtowaniu się pogody i klimatu. Azot i tlen odgrywają ważną rolę w procesach biologicznych natomiast w procesach fizycznych, pasywną.
Gazy cieplarniane : para wodna, dwutlenek węgla i metan, choć występują w atmosferze w ilościach śladowych, odgrywają najważniejszą rolę w kształtowaniu się pogody i klimatu. Para wodna poza postacią gazową w atmosferze występuje w postaci ciekłej i stałej.
Do domieszek atmosfery należą stałe-unoszące się w powietrzu, zwane aerozolami. Są to pyły organiczne (pyłki roślin, zarodniki grzybów i bakterii) i nieorganicznych : cząstki dymu, sadzy, popiołu wyzwalane w produkcji przemysłowej, ogrzewnictwie, motoryzacji : gazy spalinowe, oraz przy wybuchach wulkanów, cząstki soli z rozbryzgiwania się fal morskich. Do szkodliwych domieszek należą produkty rozpadu radioaktywnego : awarie elektrowni jądrowych, próbne wybuchy bomb atomowych, termojądrowych powodujących skażenie atmosferyczne.
PIONOWA BUDOWA ATMOSFERY
Zgodnie z uchwałą Komisji Aerologicznej Światowej Organizacji Meteorologicznej w 1961 r. został przyjęty podział oparty gł. na termicznej strukturze atmosfery, a więc na spadku, stałości lub wzroście temp. z wysokością. Licząc od powierzchni ziemi wyróżniono warstwy atmosfery : - troposfera, wysokość 10-11 km., w której temp. obniża się z wysokością ok. 0.6o/100 km.; od 15o, tj. średnia wartość temp. dla całej powierzchni ziemi na poziomie morza, od -55o, jaką osiąga na wysokość średnio 11 km. i gdzie spadek nagle się urywa. Dotychczasowe emisje gazów cieplarnianych mogą wpływać zmiany klimatyczne w przyszłości. System klimatyczny nie reaguje na emisję natychmiast. Jeżeli nie podejmiemy żadnych działań w celu redukcji emisji tych gazów konsekwencje tego mogą okazać się bardzo poważne dla wielu ekosystemów.
Średnie roczne temp. ziemi 15oC bez atmosfery - 23o
Podstawowymi charakterystykami fizycznymi stanów gazów Py : - gęstość - ciśnienie - temperatura
Gęstość Opierając się na pracach Boyla-Mariotter’a, Gay-Lussaca, na równaniu Clapeyrona (P=gRt) ; gęstość powietrza jest wprost proporcjonalna do ciśnienia i odwrotnie proporcjonalna do temperatury absolutnej pomnożonej przez stałą gazową R (dla powietrza suchego i czystego 2.5703)
g = p/(R*t)
Gęstość powietrza wyznacza się z równania stanu gazu mierząc : temp., wilgotność, ciśnienie. Gęstość maleje wraz ze spadkiem ciśnienia i wys. n.p.m. , a wzrasta ze spadkiem temperatury. W dolnej 5 km. warstwie atmosfery zawarta jest połowa ogólnej masy atmosfery, a w warstwie 20 km. 9/10 ogólnej masy atmosfery.
Ciśnienie atmosferyczne Jest to ciężar słupa powietrza o wysokości równej długości warstwy atmosfery i o podstawie jednostkowej. Wg. prawa Daltona ciśnienie mieszaniny fizycznych gazów równa się sumie ciśnień poszczególnych składników mieszaniny. Jednostki ciśnienia stosowane w meteorologii : mb, mm Hg, hPa 1 mb = 1 hPa 1 mm Hg = 4/3 mb (1,33 mb) 1 mb = 3/4 mm Hg (0,75 mm Hg) Zróżnicowane ciśnienia na przestrzeni - poziomie - przedział tych zmian 935 hPa (dotyczy niżu) - 1035 hPa (wyż > 1025 układ wysokich ciśnień)
W lecie nad lądami, ciepłe masy unoszą się do góry przy powierzchni powstaje niż, słabo się nagrzewa w lecie nad oceanami woda (większe temp.), powietrze jest chłodniejsze i częściej występują wyże (ukł. wysokich ciśnień). Odwrotnie w okresie zimy Wielkość zmian ciśnienia w ciągu 3 h. poprzednich nazywa się tendencją baryczną. Może być ujemna (ciśnienie spada), dodatnia (wzrost ciśnienia). Troposfera nie jest jednorodna.
MASY POWIETRZA I FRONTY ATMOSFERYCZNE.
Masy powietrza charakteryzują się tym, że zajmują duży obszar rozciągłości poziomej rzędu kilku tysięcy km., nieraz wielu mln. km2. wewnątrz, którego występują mniej więcej jednakowe pionowe zmienności temp., wilgotności, stopnia zanieczyszczenia.
Obszary źródłowe - mas powietrza mają na ogół jednolite podłoże, są nimi najczęściej oceany lub wielkie lądy. Masy powietrza zyskują w obszarze źródłowym mniej więcej jednorodne cechy fizyczne, które traci lub zmienia z biegiem czasu i w miarę przemieszczania się nad innym rodzaju podłożem.
Ze względu na ładunek ciepła uzyskiwany przez atmosferę w różnych strefach szerokości wyróżniamy 4 podstawowe rodzaje mas.
PA - powietrze arktyczne na półkuli północnej i południowej PP - powietrze polarne (w naszej szerokości umiarkowanej) PZ - powietrze zwrotnikowe PR - powietrze równikowe
Każda z wymienionych mas powietrza ma właściwe dla siebie przedziały zmian temp., wilgotności.
Biorąc pod uwagę wpływ obszaru źródłowego i drogę masy nad różnym podłożem (woda - ląd) decydującym o zawartości wilgoci w powietrzu mówimy o typie mas morskich [n] lub kontynentalnych [k], z wyjątkiem mas PR gdyż są one stale bardzo wilgotne.
Proces poziomego przemieszczania się mas powietrza nosi nazwę adwekcji. Proces zmian pierwotnych cech fizycznych nosi nazwę transformacji mas.
Fronty główne występują pomiędzy podstawowymi masami powietrza; między PA a PP - front arktyczny, PP a PZ front polarny.
W sferze równikowej jest front symboliczny, zwany linią zbieżności dwóch mas powietrza.
Występują fronty drugorzędne lub wtórne, które oddzielają tego samego rodzaju, jednak o różnych cechach np. wilgotne P Pn od suchych P Pk, bądź ciepłe P Pn w zimie od chłodnych P Pk w tej samej porze roku.
Fronty są to sfery rozdzielające masy powietrza o różnych właściwościach fizycznych. Uwidacznia się tu skok o właściwościach poszczególnych elementów pogody i wyraża zmianę jej charakteru. Szerokość tych stref jest rzędu kilku, kilkunastu km., długości rzędu tysięcy km., w pionie sięga do kilku km., nieraz obejmuje całą troposferę.
Front ciepły tworzy się wtedy, gdy powietrze ciepłe napiera na powietrze chłodne i jako lżejsze wślizguje się wzdłuż klina wstępującego powietrza chłodnego.
Front chłodny powstaje gdy powietrze chłodne atakuje wycofujące się powietrze ciepłe, jako cięższe utrzymuje się przy powierzchni ziemi wypychając jednocześnie ku górze powietrze ciepłe.
Przejściom każdego z takich frontów towarzyszą wyraźne, charakterystyczne zmiany pogody.
Masy powietrza włączone w skomplikowany układ ruchów powietrza zwany ogólną cyrkulacją atmosferyczną wędrują znad obszarów źródłowych na wielkie odległości.
Powietrze chłodne wycofuje się ciągnąc ogon. Powietrze napływające jest ciepłe i lekkie, unosi się do góry, tworzą się chmury wysokie, piętra średniego od As, występuje opad.
200 - 400 km. - na froncie ciepłym
Prądy konwekcyjne - chmury kłębiaste i chmury deszczowe (Cb); miąższość 7 - 11 km.; opad przelotny, intensywny z wyładowaniami atmosferycznymi, opad gradu
Badania atmosfery. Wg. Kaczorowskiej badania są prowadzone w poziomie i pionie w przyziemnej warstwie, na podstawie obserwacji i pomiarów na stacjach meteorologicznych (lądowe lub morskie). W pionie dokonuje się przy pomocy balonów, wysyłanych ze stacji aerologicznych. Te pomiary wykonuje się od 10 - 30 km. - balon z zawieszoną radiosondą (temp., ciśn., wilgotność - podaje te wartości za pomocą sygnałów radiowych) - balon z sondami transoceanicznymi (podaje wartość elementarne nad obszarami niezamieszkałymi) - rakiety meteorologiczne od 40 - 200 km. pomiary przekazywane są drogą radiową; 1960 krąży satelit meteorologicznych, zaopatrzone są w kamery i przekazują na powierzchnię ziemi drogą sygnałów radiowych i telewizyjnych wiadomości o warunkach meteorologicznych panujących na naszej kuli ziemskiej. Badania satelitarne.
PROMIENIOWANIE
Jest specyficzną formą przekazywania energii pod postacią elektromagnetyczną, bez udziału środowiska materialnego. Każde ciało o temp. wyższej od zera bezwzględnego promieniuje, o intensywności i jakości tego powietrza zależy od temp. ciała emitującego energię, im jego temp. jest wyższa tym fale wzbudzone są krótsze.
W meteorologii i klimatologii interesuje nas ten podział widma, w którym promień pojawia się pod postacią światła i ciepła, a mieści się w znacznie węższym zakresie długości fal od tys. części mm do setki mm. Długość l = 4,0 mm dzieli ten zakres na promienie krótkofalowe (o l<4,0 mm) i długofalowe (o l>4,0 mm).
Promieniowanie słońca jest istotnym i praktycznie jednym źródłem energii na powierzchni ziemi i jej atmosfery.
Do powierzchni ziemi dochodzi zaledwie jedna dwumiliardowa część energii wysyłanej przez słońce we wszystkich kierunkach, część ta wystarcza aby podtrzymać na ziemi życie organiczne wymagające światła i ciepła.
Promieniowanie słoneczne jest przyczyną cyrkulacji powietrza i wód oceanicznych, gdyż nierównomiernie nagrzanie różnych fragmentów powierzchni naszej planety wywołuje różnice temp. i ciśnienia, a w ich konsekwencji ruch powietrza i wody. Obieg wody w różnych jej fazach g, c, s, wiąże się także z dopływem energii słonecznej.
Promienie słoneczne charakteryzuje się długością fali l i natężenie to wyrażane jest w mm (mikrometrach) 10-6 mm.
Widmo słoneczne na górnej granicy atmosfery w 99% mieści się w przedziale 0,1mm < l < 4,0 mm., a więc w zakresie promieniowania krótkofalowego, w tym promieniowanie ultrafioletowe uv obejmuje przedział 0,1 < l < 0,40 71 %; promieniowanie widzialne 0,4 < l < 0,76 46 %; podczerwone l > 0,76 47 %
Stała słoneczna. Natężenie promieniowania słonecznego na górnej granicy atmosfery, a więc jeszcze bez jej wpływu, albo też na powierzchni ziemskiej przy założeniach absolutnej przeźroczystości atmosfery oraz średniej odległości ziemi od słońca nosi nazwę stałej słonecznej - symbol Io. Termin „stała” należy rozumieć w sensie niezależności od procesów zachodzących w atmosferze, (pochłanianie i rozpraszanie) może ona podlegać pewnym zachodzącym drobnym wahaniom ze względu na zmienną zdolność emisji słonecznej Io= 1,98 [cal/cm2min] = 1381,4 [Wm-2]
Natężenie promieniowania słonecznego. Natężeniem promieniowania słonecznego nazywamy ilość energii (cal) jaką otrzymuje jednostka powierzchni (cm2) ustawionej prostopadle do biegu promieni, w ciągu jednostki czasu (min). Oznaczamy je symbolem I z mianem [cal cm-2min-1]. Obecnie definiuje się natężenie promieniowania słonecznego jako stosunek masy strumienia energetycznego do powierzchni. Ilość energii wyrażamy w J na powierzchnię m2 w czasie s.
1 [cal m-2 min-1] = 4,1868 [J] * 0,0001 [m-2] * 60 [s-1] = 697,7 [W m-2]
W warunkach naturalnych rzadko mamy do czynienia z promieniami padającymi prawie prostopadle, przeważnie są nachylone pod c mm > kąta w stosunku do rozpatrywanej powierzchni.
Natężenie promienia padającego bezpośrednio na powierzchnię poziomą maleje proporcjonalnie do sin. kąta padania promieni : Ih = I* sin H Ih - natężenia promieniowania na powierzchnię poziomą ; I*- natężenie promieniowania na powierzchnię prostopadłą do padających promieni ; h - kąt padania promieni słonecznych (na równiku 90o)
Rano, wieczorem, a także w zimie jest mniej nagrzana ziemia niż w południe w lecie.
Na drodze od trasy słonecznej do powierzchni ziemi promieniowanie ulega osłabieniu. W czasie przenikania przez atmosferę promieni słonecznych ulega stopniowemu osłabieniu w skutek pochłaniania i rozproszenia promieni słonecznych przez składniki i zanieczyszczenie powietrza atmosferycznego. Powoduje to, że natężenie promieniowania bezpośredniego docierającego do powierzchni ziemi jest zawsze < od stałej słonecznej. Zmienia się też skład widmowy promieni; promieniowanie o różnej długości fal są bowiem w atmosferze niejednakowo pochłaniane i rozproszone (para wodna 0-4 % dwutlenku węgla).
Azot - pochłania min. ilości promieniowania słonecznego głównie w nadfioletowej części widma. Większą rolę odgrywa tlen, który w wyższych warstwach atmosfery absorbuje krótsze pasma promieniowania nadfioletowego. Powoduje to dysocjację cząstek tlenu na atomy. W tej warstwie atmosfery występuje też tlen atomowy. Dzięki temu powstaje ozon O3, który silnie absorbuje przede wszystkim nadfioletowe promienie słoneczne, które od 290-300mm wstrzymują jego dopływ do powierzchni ziemi. Para wodna i dwutlenek węgla choć występują w małej ilości i to głównie w dolnej warstwie atmosfery silnie pochłaniają promieniowanie w obszarze podczerwieni. Szczególnie silnym absorbentem promieniowania w długofalowej części widma jest para wodna. W atmosferze występują ponadto nie selektywne pochłaniacze promieniowania słonecznego w małym obszarze widma promieniowania przez ciała stałe zawieszone (rozproszone) w powietrzu (aerozol).
Atmosfera ziemska pochłania ok. 15 - 20 % bezpośredniego promieniowania słonecznego docierającego do jej górnej granicy.
1). promienie słoneczne na górnej granicy atmosfery 2). przy bezchmurnym niebie dla j - 51o docierające do powierzchni ziemi 3). średnie wieloletnie sumy promieniowania słonecznego całkowitego we Wrocławiu
Natężenie promieniowania bezpośredniego stanowi tę część energii promienistej, która dociera do powierzchni ziemskiej bezpośrednio od słońca pod postacią promieni równoległych (bez rozproszonych). Jego natężenie zależy od wysokości słońca nad horyzontem, a więc wykazuje przebieg dobowy i roczny. W przebiegu rocznym max. natężenie promieniowania bezpośredniego w południe należałoby spodziewać się w lecie, kiedy wznosi się najwyżej nad horyzontem, a min. w zimie tymczasem, najintensywniejsze promieniowanie obserwowane jest na wiosnę na skutek największej wówczas przeźroczystości powietrza. Ze wzrostem wysokości n.p.m. natężenia promieniowania bezpośredniego rośnie gdyż zmniejszają się zwięzłości atmosfery, jej przeźroczystość. Dlatego w górach opalamy się łatwiej i prędzej niż na nizinach.
Promieniowanie rozproszone. Natężenie jego określa ilość energii otrzymywana przez 1 cm2 powierzchni poziomej w ciągu1 min. Efekt cieplarniany - tego rodzaju promieniowanie jest niewielkie. Natężenie promieniowania zmienia się w ciągu dnia, rośnie do południa w miarę wzrostu wysokości słońca, a maleje po południu . Zmienia się ono w miarę wzrostu wysokości n.p.m., ponieważ mniej jest cząstek rozproszonych, im wyżej powietrze jest czystsze.
Promieniowanie słoneczne całkowite. Promieniowanie całkowite jest sumą promieniowania bezpośredniego i rozproszonego padających na powierzchnię poziomą. Jest to całkowite promieniowanie słoneczne docierające do ziemi, osiąga max. w godz. południowych, a max. roczne występuje w lecie. Bezpośrednie i rozproszone promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni ziemi nie jest całkowicie przez nią pochłaniane, część jego odbija powierzchnia ziemi, a wartość odbitego promieniowania słonecznego zależy od barwy, rodzaju ciał i ich właściwości fizycznych.
Promieniowanie słoneczne odbite wyrażamy poprzez albedo (tj. stosunek ilości promieniowania odbitego na określoną powierzchnię, wyrażony w %, lub częściach jedności od 0 - 100 %). Albedo dla : wilgotnego czarnoziemu 8 %; świeżo spadłego śniegu 75 - 80 %; wody przy niskim położeniu słońca 70 %, przy wysokim 5 %; ziemi ocenia się na 30 %, a wg. pomiarów satelitarnych albedo ziemi (tzn. powierzchnia ziemi + atmosfera wynosi ok. 28 %); świeżej trawy dochodzi od 19 - 25 %. Rośliny odbijają w głównej mierze promienie zielone i podczerwone. Odbijanie pierwszych nadaje roślinności zielone zabarwienie, a odbijanie drugich chroni je przed nadmiernym nagrzaniem.
Odbijanie pochłonięte K¯ - K = K K¯ - promieniowanie całkowite; K - promieniowanie odbite; K - promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię ziemi jest całkowite promieniowanie słoneczne pomnożone przez K¯ (1-A)a [albedo], całość promieniowania pochłoniętego przez powierzchnię ziemi ocenia się na ok. 40 % promieniowania słonecznego dochodzącego do górnej granicy atmosfery
Energia promieniowania słonecznego całkowitego pochłonięta przez powierzchnię
ziemi zamienia się w energię cieplną. Ogrzane powierzchnia ziemi promieniuje do atmosfery i w przestrzeń międzyplanetarną . Występuje w postaci promieniowania długofalowego. Wskutek stosunkowo niskiej temp. powierzchni ziemi promieniowanie jej mieści się całkowicie w obszarze podczerwieni. Jest to więc promieniowanie długofalowe, trwa ono bez przerwy dzień i noc. Jego wielkość rośnie wraz ze wzrostem temp. powierzchni ziemi, szczególnie wyraźnie zaznacza się w nocy ( brak promieni słonecznych), przy braku chmur oraz przy małej zawartości pary wodnej i pyłu w powietrzu.
Promieniowanie atmosfery (l ¯) promieniowanie powierzchni ziemi pochłaniane jest przez dolną troposferę, przez parę wodną i dwutlenek węgla. Dużą rolę w nie selektywnym podłożu tego promieniowania odgrywają chmury, mgły i cząstki stałe. Na skutek pochłaniania promieniowania ziemi i część promieniowania słonecznego oraz otrzymywania ciepła można określić turbulencyjne mieszanie powietrza i kondensacji pary wodnej zawartej w powietrzu atmosferycznym, ogrzewają się i z kolei same promieniują. Przewyższająca część promieniowania atmosferycznego dociera do powierzchni ziemi, reszta uchodzi w przestrzeń międzyplanetarną. Promieniowanie atmosferyczne skierowane do powierzchni ziemi nosi nazwę promieniowania zwrotnego atmosfery < l . Jest to promieniowanie długofalowe. Powierzchnia ziemi pochłania je niemal w całości i uzyskuje w ten sposób dodatkową ilość ciepła. Dochodzi ono głównie z dolnych warstw atmosfery i rośnie wraz ze wzrostem zachmurzenia i grubości chmur. Gdyby nie atmosfera i jej zwrotne promieniowanie doszło by do szybkiego ochładzania powierzchni ziemi i średnia równa jej temp. wyrażałaby nie + 15o lecz - 23o, jest to tzw. efekt szklarniowy (cieplarniany), atmosfera przepuszcza promienie krótkofalowe od warstwy ziemi a tarczą słońca, zatrzymuje długofalowe.
Zależność kąta padania promieniowania słonecznego od rzeźby terenu, w górach natężenie niewielkie, usłonecznienie małe i może docierać tylko promieniowanie rozproszone (świt i zmierzch-odbija się w wyższych warstwach atmosfery i dochodzi do ziemi).
Promieniowanie efektywne (L). W nocy do powierzchni ziemi dociera tylko promieniowanie zwrotne atmosfery, zazwyczaj jest mniejsze od promieniowania ziemi. Powierzchnia ziemi ochładza się, a ubytek energii cieplnej jest większy niż przychód. Promieniowanie efektywne jest różnicą pomiędzy promieniowaniem ziemi a promieniowaniem zwrotnym atmosfery. Zgodnie ze wzorem L = L - L ¯ (zwrotne promieniowanie z powierzchni ziemi) [cal/cm2min]
Bilans promieniowania. Zestawienie przychodów i rozchodów energii drogą promieniowania. Oblicz się go : Q = K ¯ - K + L ...