Жер күн сәулелері тасқыны астында айналып тұрады. Оған күннің, шығарған бүкіл сәулесінің, екі миллиардтан бір бөлігі ғана келгенімен, мұның өзі жылына 1,36-1024 кал. құрайды.
Жыл ішінде Жерден Күнге дейінгі қашықтықтың өзгеруіне сәйкес күн тұрақтылығы ауытқып тұрады: ол январьдың басына қарай көбейіп, июльдің басына қарай азаяды. Күн тұрақтылығының жылдық ауытқуы +3,5% құрайды.
Егер күн сәулелері жер бетіне барлық жерге тік түссе, онда
атмосфера жоқ жағдайда оның әрбір квадрат сантиметрі жылына 1000 ккал-дан артық күн сәулесін қабылдаған болар еді.
Бірақ, Жер шар тәріздес, сондықтан да күн сәулелері барлық жерде тік түспейді және сонымен қатар әрқашанда Жердің жартысын ғана жарық қып тұрады. Сондықтан жер бетініңәрбір 1 см2-іне орта есеппен жылына шамамен 260 кал ғана еді.Күн радиациясы интеисивтілігініңсәулелердіңтүсу-бұрынғышынша байланыстырылғанын қарастырайық.Радацияның максимум мөлшерін күн сәулелерініңбағытынапериендикуляр бет қалдайды, өйіткені бұл жағдайда оғантүсетінкүн сәулелерінің шоғырының бүкіл энергиясыалаңда сәулелер шоғыры қимасы а— теңқимаментаралады. Солсәулелер шоғыры көлбей түскенде оның энергиясыенді үлкеналаңға
(b қимасы) .жайылады да, беттің аудан бірлігіоны аз мөлшерде қабылдайды.
Неғұрлым сәулелердің құлау бұрышы аз болған сайын , соғұрлым күн радациясының интенсивтілігі де аз болады.
Үстіңгі беттіңқабылдайтын күн радиациясыныңмөлшері оған күн.сәулелерінің жарық түсіру ұзақтығына тура байланысты болады.
Эквяторлық белдеуде. (атмосферадан тыс) Күн жылуыпың мөлшері жыл бойы онша көп аутқымайды, ал биік ендіктсрді бұл ауытқу өте үлкен мөлшерге жетеді
Қыс кезінде күн жылуы -. кірісініңжоғарғыжәнетөменгі ендіктер арасындағы айырмасы өте үлкен. Жаз кезінде үздіксіз жарық, жағдайда полярлық аудандар тәуліктік күн жылуыныцңЖердегімаксимуммөлшерін қабылдайды.Бұлмөлшер солтүстік жарты шарда жазғы күн тоқырау күні экватордағы жылудың тәуліктік жиынтығынан 36%асып кетеді. Дегенмен экватордағы күннің ұзақтығы бұл кездегі полюстегідей
сағат емес 12 сағат болғандықтануақытбірлігіне тиетінкүн радиаңиясыныңмөлшеріэкватордаең көп қалпындақалады.
Күн радациясыныңатмосфераарқылыөтіп жербетіне шашырамай жеткен бөлігі тура радиация құрайды.
Атмосферашашыратқанбөлігішашыранды радиацияга қосылады.
Жер бетіне келетін бүкіл күн радиациясы: тура мен шашырандындықосылып жиынтық радиация деп аталады.
Тура радиация мен шашыранды радиацияның арақатынасы атмосфераныңшаңдануына,сондай-ақКүннің биіктігіне байланысты едәуір мөлшердеі өзгеріп турады. Аспан жағдайдашашырандырадациятурарадиациядан, болуы мүмкін. Күннің. биіктігіаз жағдайдажиынтық түгелдей дерлік шашыранды радиациядан турады.
Күннің биіктігі 50° жәнеаспан ашықболса шашыранды радациядан 10—20%-тен аспайды.
Жерде жиынтық радиацияиың таралуын оның орташа жыл және айлықмөлшерінің қарталарынан байқауға болады. Жиынтық радиацияныңең көп жылдықмөлшерінішіндегітропиктік шөлдердің беті қабылдайды .
Сахара және Аравияның орталықбөлігі.Экватор маңында ауаның ылғалдылығы жоғарыжәнебұлттылықмолболғандықтан жиынтық радиация жылына,120—160ккал/см2-гедейінреттейді. Қоңыржайендіктердежербетіжылына80 —
100 кқал/см2, Арктика 60—70, ал Антарктида ашық күндер жиі қайталанатындықтан және атмосфераның барынша мөлдір болуынабайланыстыжылына100—120 ккал/см2қабылдайды. Жалпы алғанда жиынтық радиацияжер бетіндс зоналық сипатта таралғалн.
Декабрьде радиацияның ең көп жиынтығы оңтүстік жарты шарға келсді. Антарктиданың биік орналасқан мұз беті, июньдегі Арктика бетіне қарағанда ауаның өте мөлдірлігіне байланысты жиынтық анағұрлым артық қабылдайды. Шөлдерде (Калахарй,Үлкен Австралияжылу мол,бірақ оңтүстікжарты шардың көп жерін Мұхит алып жатуынан жоғары ылғалдылык, және едәуір бұлттылық) жылудың жиынтығы солтүстік жарты шардың нақ сол ендіктеріндегі июньдегіге қарағанда біраз кем Солтүстік жарты шардың экваторлық және тропиктік ендіктсрінде жиынтық радиация біршама аз өзгереді және оның таралуындағы зоналық Солтүстік тропиктен солтүстікке қарай ғана анық байқалады. Ендік артқан санын жиынтық радиация айтарлықтайтезазаяды,оныңнольдікизосызығыСолтусік. поляр шеңберінен сәл солтүстікке таман өтеді.
Альбедо. Күннің жиынтық радиациясы бетке түскенен кейін, біразы кейін қарай атмосфераға шағылысады. Беттен шағылысқан радиация мөлшерінің сол бетке түскен радация мөлшеріне қатынасы альбедо деп аталады.
Альбедо (а) беттің шағылыстырумүмкіншілігінкөрсетеді және бөлшексанмен немесе процентпен өрнектеледі. I -а сіңу коэффициеиті. Жер беті альбедосы оныңқасиетіне және жай — күйіне: түсіне, ылғалдылығына, кедір-бұдырлығына байланысты. Ең көп шағылыстыру қасиеті жсаңа жауған қарға тән—0,90-га дейінбарады.Құмдышөлбетініңальбсдосы 0,09-дан 0,34-ке дейін (түсіне және ылғалдылығына байланысты), сазды шөл бетінде — 0,30, балғын шөпті шалғында0,22 шөбі қурағаншалғында 0,931, жапырақтыорманда 0,16-,27қылқанды орманда 0,06 — 0,19, егістікте — 0,07— 0,10.
Сәуле шашу. Температурасы абсолюттік нольден (—273°С) ксз келгсн дене сәуле энергнясын шғарады. Шымқай дененің, толық сәуле шашумумкіншілігі оның абсолют температурасының (Т) төрттікдәрежесіне тура пропорционал.
Сәуле шашатын дененің температурасынеғұрлымжоғары болса соғұрлымоныңшашатын сәулелерініңтолқынықысқа болады.Өте қызған күн кеңістікке қысқа толқынды радиация шашады.Жер беті күннің қысқа толқынды радиациясын сіңіре отырыпжылынады да сәуле шашу көзінежер радиациясы айналады. Бірақ жер беті температурасы бірнеше ондаған градустан аспайтындықтан ол ұзын толқынды, көрінбейтін сәуле
шашады.
Атмосфера өзі арқылы өтетін күн радиацнясының бір бөлігін жер радиациясының жартысынан көбін жұта отырып,кеңістігіне де, жер бетіне де энергня шашады.
Атмосфераның жер сәулесіне қарама-қарсы жер бетіне қарай бағыттал-
ғансәуле шашуын қарсы сәуле шашу деп атайды. Бұл да жердің сәулешашуы сияқтыұзынтолқынды,көрінбейтінсәуле шашу.
Атмосферада ұзын толқынды радиацняның екі тасқыны жер інің сәуле шашуы мен атмосфераның сәуле шашуы тоғысады Жер бетінің нақтылы жылу жоғалтуын анықтайтын олардың айырмасы эффективтік сәулешашу деп аталады. Сәуле шығатын беттің температурасы неғұрлым жоғары болса, соғұрлым эфективтік сәуле шашу да мол болады. Ауаның ылғалдылығы эфективтік сәуле шашуды азайтады, оны бұлт та барынша ендетеді:
Эфективтік сәуле шашудың жылдық жиынтығының ең көп ілгері жер бетінің температурасы жоғары ауаның құрғақ және аспанның ашық болуына байланысты тропиктік шөлдерде байқалады (жылына 80 ккал/см2).
Күн сәулелерінің тікелей жылынып, жылуын төменгі қабаттар мен ауаға беретін бет әрекетті бет деп аталады. Әрекетті беттің температурасы, оның мөлшері және өзгеруі (тәуліктік және жылдық) жылу балансына байланысты.
Жылу балансы құрамдас бөліктердің барлығының дерлік максимум шамасы түске жуық сағаттарда байқалады. Топырақ жылу алмасуының максимумы ғана мұнан өзгеше, ол ертеңгі сағаттарға тура келеді. Жылу балансы құрамдас бөліктерінің тәулікті өзгерісінің максимум амплитудалары жаз кезінде, минимум амплитудалары қыс кезінде байқалады.
Құрғақ әрі өсімдіксіз жалаң беттің температурасының тәуліктік өзгерісінде максимум ашық күні сағат 13 –тен кейін, ал минимум күн шығар сәт мөлшерінде өтеді.
Бұлттылық беттің температурасының қалыпты өзгерісін бұзады да, максимум мен минимум сәттерін ығыстырады. Беттің температурасына оның ылғалдылығы мен өсімдік жамылғысы үлкен ықпал тигізеді.
Беттің температурасының күндізгі максимумдері +800С жетеді және одан асып кетеді. Тәуліктік ауытқулары 400-қа жетеді. Олардың мөлшері жердің ендігіне, жыл мезгілдеріне, бұлттылыққа, беттің жылу қасиеттеріне, оның түсіне, кедір – бұдырлығына, өсімдік жамылғысына сондай – ақ беткейлердің экспозициясына байланысты.
Әрекетті қабат температурасының жылдық ауытқулары амплитудасы төмен ендіктерде өте аз, орта ендіктерде құрлықта 300-қа жетеді. Қоңыржай және биік ендіктердегі беттің температурасының жылдық ауытқуларына қар жамылғысы қатты ықпалын тигізеді.
Топырақ – грунтте жылудың таралуы оның бірқатар қасиеттерімен, ең алдымен жылу сиымдылығымен және жылу өткізгіштігімен байланысты. Күн жылуын бірдей мөлшерде қабылдаған жағдайда, неғұрлым көлемдік жылу сиымдылығы үлкен болған топырақ – грунт соғұрлым қаттырақ қызады. Құрлықты құрайтын жыныстардың көлемдік жылу сиымдылығы судың жылу сиымдылығынан шамамен екі еседей аз. Судың жылу сиымдылығы 1, кварцтікі 0,517, саздікі 0,676.
Жылудың бір қабаттан екінші қабатқа берілуі жылу өткізгіштікпен реттеліп отырады. Көпшілік жыныстардың жылу өткізгіштігі мардымсыз болады, мәселен:
құм тас – 0,0109 кал/см сек град.
гранит – 0,0097
саздақ – 0,0044
ылғалды құм – 0,00252
Судың жылу өткізгіштігі 0,00129 кал/см сек град, ауданы 0,000056 кал/сек град.
Жылудың қабаттан қабатқа берілуіне уақыт кетеді, сондықтан тәулік ішіндегі максимум және минимум температурасының келетін уақыты әрбір 10 см-ге шамамен 3 сағаттай кешігіп отырады. Егер беттің үстінде ең жоғарғы температура 13 сағат шамасында байқалса, 10 см тереңдікте температура максимум 16 сағат шамасында, ал 20 см тереңдікте 19 сағат шамасында өтеді.т.т.
Төмен жатқан қабаттар жоғары жатқан қабаттардан біртіндеп жылынғанда әрбір қабат жылудың біразын жұтады. Қабат неғұрлым тереңде жатса, соғұрлым жылуды аз қабылдайды және ондағы температураның ауытқуы да әлсіз болады.
Жыл ішіндегі максимум және минимум температуралардың келетін сәттері орта есеппен алғанда әрбір метрге 20 -30 тәулік кешігіп отырады. Сөйтіп егер ең төмен температура бет үстінде январьда байқалса, 2 м тереңдікте ол марттың басын да келеді.
Мұхиттың бетіндегі температураның тәуліктік ауытқулары биік ендіктерде орта есеппен не бары 0,10, қоңыржай ендіктерде – 0,40, тропиктік ендіктерде – 0,50. Бұл ауытқулардың тереңдігі 15-20м.
Су қоймалары температурасының максимум сәттері құрлықпен салыстырғанда кешігіп отырады. Максимум 15-16м. бет шамасында минимум Күн шыққаннан кейін 2-3 сағаттан кейін келеді. Мұхит бетіндегі температураның жылдық максимумы солтүстік жарты шарда авгусқа, минимумы февральға тура келеді.
Атмосфераның төменгі қабатының жылу режимі. Ауа негізінен тікелей күн сәулелерінен жылынбайды, жылу балансынан көрініп тұратындай, оған жайылма бет берген жылу есебінен жылынады (сәуле шашу және жылу өткізгіштік процестері). Жылудың беттен тропосфераның жоғары жатқан қабаттарына тасымалдануында турбуленттік жылу алмасу мен бу түзілудегі жасырын жылылықтың берілуінің маңызы аса үлкен.
Ауа бөлшектерінің әр түрлі қызған жайылма беттен жылынуының нәтижесінде ретсіз қозғалуын термиялық турбуленттік немесе термиялық конвекция деп атайды. Егер ауаның ұсақ хаостық қозғалыстығы басым бола бастаса, конвекция реттелген деп аталынады.
Беттен жылынған ауа жоғары ұмтылып, жылу тасылмайды. Термиялық конвекция ауаның температурасы өзі көтерілген ортаның температурасынан жоғары болып тұрғанда ғана дами алады (атмосфераның тұрақсыз күйі). Егер көтеріліп бара жатқан ауаның температурасы оны қоршаған ортаның температурасымен бірдей болып шықса, онда көтерілу тоқтайды (атмосфераның бей – жай күйі); ал егер ауа қоршаған ортадан кері салқындаса, онда ол төмен түсе бастайды (атмосфераның тұрақты күйі). Ауаның турбуленттік қозғалысында барған сайын оның жаңа бөлшектері бетке жанасады да жылу қабылдайды, ал көтеріліп және араласа отырып, жылуды басқа бөлшектерге береді.
Ауаның беттен турбуленттік арқылы алатын жылу мөлшері сәуле шашудың нәтижесінде алатын жылудан 400 есе және молекулалық – жылу өткізгіштік арқылы берілетін жылудан 500000 еседей артық.
Жылу беттен атмосфераға одан буланған ылғалмен бірге барады да, одан кейін конденсация кезінде бөлінеді. Су буының әрбір грамында бу түзілуінің 600 кал жасырын жылылығы болады.
Ауа негізінен әркетті беттен жылынатындықтан атмосфераның төменгі қабатында биіктік артқан сайын температура әдетте төмендейді. Тропосфера үшін вертикал градиент орта есеппен 100 м-ге 0,60— тан келеді. Егер биіктік артқан сайын температура төмендей берсе градиент оң, ал жоғарылай берсе теріс деп есептелінеді. Ауаның төменгі жер бетіне іргелес қабатында (1,5-2м) вертикал градиенттер өте үлкен болуы мүмкін. Ыстық күні температура жер бетіне қарағанда 2м биіктікте5-100 төмен болады, ал түнде жер бетіне іргелес қабаттың температурасы жоғары жатқан қабаттардың температурасына қарағанда төмен болады.
Температураның биіктік артқан сайын өсуі инверсия деп аталады, ал ауаның биіктік артқан сайын температура өсе беретін қабаты инверсия қабаты деп аталады. Атмосферада әрқашанда дерлік инверсия қабаттарын байқауға болады.
Жер бетінде ол сәуле шашу арқасында қатты салқындағанда радиациялық инверсия (сәуле шашу инверсиясы) пайда болады. Ол жазғы ашық түндері орын алады және бірнеше жүз метрлік қабатты қамтуы мүмкін. Қыс ауа райы ашық жағдайда инверсия бірнеше тәулік бойы, тіпті апталап сақталады. Қысқы инверсиялар 1,5 км –ге дейін баратын қабатты қамтуы мүмкін.
Инверсияны рельеф жағдайлары күшейте түседі: салқын ауа ойыстарға құйылады да, онда тоқырап қалады. Мұндай инверсиялар орографиялық деп аталады.
Ауа температурасының жайылма бетке таралуы.
Егер жер беті бір тектес, ал атмосфера мен гидросфера қозғалмайтын болса, жылудың жер бетіне таралуы тек қана күн радиациясының түсуімен анықталар еді де, ауаның температурасы әрбір параллельде бірдей қалпында қала отырып, экватордан полюске қарай бірте – бірте азая берер еді. Тек қана күн радиациясының түсуіне байланысты температураны солярлық температура деп атайды.