Черната радиация, попадайки в атмосферата, претърпява количествени и качествени промени.
Дори идеалната (суха и чиста) атмосфера абсорбира и разсейва слънчевите лъчи, намалявайки интензитета на слънчевата радиация. Отслабващият ефект върху слънчевата радиация на реална атмосфера, съдържаща водна пара и твърди примеси, е много по-голям от този на идеална.
Атмосферата поглъща само 15 - 20% от слънчевата радиация, която идва на Земята, предимно инфрачервена. Водните пари, аерозолите и озонът служат като абсорбери.
Около 25% от слънчевата радиация се разсейва от атмосферата. Молекулите на газовете разпръскват късовълнови лъчи (оттук цветът на небето е син). Примесите (прахови частици, кристали и капчици) разпръскват лъчи с по-голяма дължина на вълната (белезникав оттенък). Благодарение на разсейването и отразяването на слънчевите лъчи от атмосферата в облачни дни има дневна светлина, видими са обекти на сянка и възниква явлението здрач.
С увеличаване на географската ширина факторът на мътност намалява: на ширини от 00 до 200 с.ш. тя е средно 4,6, на ширини от 400 до 500 n. - 3,5, на ширини от 500 до 600 s.l. - 2,8 и на ширини от 600 до 800 s.l. - 2,0. В умерените географски ширини коефициентът на мътност е по-малък през зимата, отколкото през лятото, и по-малък сутрин, отколкото следобед. Намалява с височината. Колкото по-голям е факторът на мътност, толкова по-голямо е отслабването на слънчевата радиация в атмосферата.
Част от слънчевата радиация, която е проникнала през атмосферата до земната повърхност, без да се разпръсне, е пряка радиация. Част от радиацията, разпръсната от атмосферата, се превръща в дифузна радиация. Цялата слънчева радиация, навлизаща в земната повърхност: пряка + разсеяна, се нарича обща радиация.
Съотношението между пряка и разсеяна радиация варира значително в зависимост от облачността,запрашеността на атмосферата, както и височината на Слънцето. При облачно небе дифузната радиация може да бъде по-голяма от директната радиация. На малка надморска височина на Слънцето общата радиация се състои почти изцяло от разсеяна радиация. При слънчева надморска височина 500 и при ясно небе разсеяната радиация не надвишава 10 - 20%.
Разпределението на общата радиация на Земята дава възможност да се проследят карти на нейните средногодишни и месечни стойности. Най-голямото годишно количество обща радиация се получава от повърхността на тропическите вътрешни пустини (Източна Сахара и централната част на Арабия). Към екватора общата радиация намалява до 120-160 kcal/cm2 годишно поради високата влажност на въздуха и голямата облачност. В умерените ширини повърхността получава 80 - 100 kcal / cm2 годишно, в Арктика - 60 -70, а в Антарктида, с често повтаряне на ясни дни и висока прозрачност на атмосферата, - 100 - 120 kcal / cm2 годишно. Разпределението на общата радиация по земната повърхност има зонален характер.
4. Албедо.Общата слънчева радиация, падаща на повърхността, частично се отразява обратно в атмосферата. Съотношението на количеството радиация, отразена от повърхността, към количеството, падащо върху тази повърхност, се нарича албедо. Албедото характеризира отражателната способност на повърхността и се изразява като дроб или като процент. Албедото на земната повърхност зависи от нейните свойства и състояние: цвят, влажност и др. Най-голям коефициент на отражение има прясно падналият сняг - до 0,90. Албедото на повърхността на пясъчната пустиня е от 0,09 до 0,34 (в зависимост от цвета и влажността), повърхността на глинестата пустиня е 0,30, ливадите със свежа трева - 0,22, със сухата трева - 0,931, широколистните гори - 0,16 -0,27, иглолистните гори - 0,6 - 0,19. Коефициентът на отразяване на спокойна водна повърхност с рязък спад на слънчевата светлина е 0,02,при ниско положение на Слънцето над хоризонта - 0,35.
Чистата атмосфера отразява около 0,10 слънчева радиация. Голямото албедо на повърхността на полярен лед, покрит със сняг, е една от причините за ниските температури в полярните региони.
Албедото на Земята като планета е много сложно, тъй като нейната повърхност е много разнообразна. Облачността има голямо значение. Албедото на облаците е от 0,50 до 0,80. Стойността на албедото на Земята като планета се приема равна на 0,35.
Радиация. Всяко тяло с температура над абсолютната нула (-2730C) излъчва лъчиста енергия. Общата излъчвателна способност на черно тяло е право пропорционална на четвъртата степен на неговата абсолютна температура (T).
Колкото по-висока е температурата на излъчващото тяло, толкова по-къса е дължината на вълната на излъчваните от него лъчи. Горещото слънце изпраща късовълнова радиация в космоса. Земната повърхност, поглъщайки късовълнова слънчева радиация, се нагрява и също се превръща в източник на радиация (източник на земна радиация). Но тъй като температурата на земната повърхност не надвишава няколко десетки градуса, нейното излъчване е дълговълново, невидимо.
Атмосферата, поглъщайки част от преминаващата през нея слънчева радиация и повече от половината от земната, сама излъчва енергия както в световното пространство, така и към земната повърхност. Атмосферната радиация, насочена към земната повърхност, към земята, се нарича противорадиация. Нарича се противоположно, защото е насочено към собственото излъчване на земната повърхност. Тази радиация, подобно на земната, дълга вълна, невидима. Земната повърхност поглъща тази насрещна радиация почти изцяло (с 90 - 99%). Противоизлъчването се увеличава с увеличаване на облачността, тъй като самите облаци са източник на радиация. С брояч на радиация на височинанамалява поради намаляване на съдържанието на водни пари. Най-голямото противоизлъчване е на екватора, където атмосферата е най-нагрята и богата на водни пари.
В атмосферата се срещат два потока от дълговълнова радиация - повърхностна радиация и атмосферна радиация. Разликата между тях, която определя действителната загуба на топлина от земната повърхност, се нарича ефективна радиация. Ефективното излъчване е толкова по-голямо, колкото по-висока е температурата на излъчващата повърхност. Влажността на въздуха намалява ефективната радиация, облаците силно я намаляват.
Най-високата стойност на годишните суми на ефективната радиация се наблюдава в тропическите пустини (80 kcal/cm2 годишно) поради високата повърхностна температура, сухия въздух и ясното небе. На екватора, при висока влажност на въздуха, ефективната радиация е само около 30 kcal/cm2 годишно, като нейната стойност за сушата и за океана се различава малко. В умерените географски ширини земната повърхност губи почти половината от количеството топлина, което получава от поглъщането на общата радиация. Като цяло ефективната радиация за Земята е 46 kcal/cm2 годишно.
Способността на атмосферата да пропуска късовълнова радиация от Слънцето (директна и дифузна радиация) и да забавя дълговълновата топлинна радиация на Земята се нарича парников ефект. Средната температура на земната повърхност е около + 150C, а при липса на атмосфера би била с 21 - 360 по-ниска.
5. Разликата между погълнатата радиацияи ефективната радиация се нарича радиационен баланс или остатъчна радиация. Входящата част на баланса включва пряка радиация, разсеяна, т.е. обща сума. В консумативната част - повърхностното албедо и ефективното му излъчване.
Стойността на повърхностния радиационен баланс се определя от уравнението: R = Q (1 – a) – Ieff, където Q е общатаслънчева радиация на единица повърхност, a е албедото (изразено като дроб), Ieff е ефективната радиация на повърхността. Ако входът е по-голям от изхода, радиационният баланс е положителен, ако входът е по-малък от изхода, той е отрицателен.
Радиационният баланс на земната повърхност за годината е положителен за цялата Земя, с изключение на ледените плата на Гренландия и Антарктида. Това означава, че годишният приток на погълната радиация е по-голям от ефективната радиация за същото време.
През нощта на всички географски ширини повърхностният радиационен баланс е отрицателен, през деня преди обяд е положителен (с изключение на високите географски ширини през зимата), а следобед отново отрицателен.
На картата на годишните суми на радиационния баланс се вижда, че разпределението им в океана като цяло е зонално. В тропическите ширини годишните суми на радиационния баланс в Океана са 140 kcal/cm2 (Арабско море), а на границите на плаващите ледове не надвишават 30 kcal/cm2. Около 600 с. и ю. географски ширини годишният радиационен баланс е 20 - 30 kcal/cm2. От тук към по-високите географски ширини тя намалява и на континенталната част на Антарктида е минус -5 - -10 kcal/cm2. Тя нараства към ниските географски ширини, достигайки 100–120 kcal/cm2 в тропиците и на екватора. Незначителните отклонения от зоналното разпределение са свързани с различна облачност. Над водната повърхност радиационният баланс е по-голям, отколкото на сушата в същите географски ширини, т.к океаните абсорбират повече радиация. Стойността на радиационния баланс в пустините значително се отклонява от зоналното разпределение, където балансът е понижен поради голямата ефективна радиация в сух и облачен въздух (в Сахара - 60 kcal / cm2, а в близост до океаните - 120 - 140 kcal / cm2). Балансът също е намален, но в по-малка степен, в райони с мусонен климат, където през топлия сезон се увеличава облачността и съответно погълнатата радиация (директна иразпръснат) е намален в сравнение с други области на същата географска ширина.
6. Как се изразходва излишната топлина(положителен радиационен баланс) и се попълва неговият дефицит (отрицателен радиационен баланс), как се установява топлинно равновесие за повърхността, атмосферата, обяснява топлинния баланс.
Уравнение на повърхностния топлинен баланс
R1 - LE - P - B = 0,
където R1 е радиационният баланс (винаги положителен), LE е консумацията на топлина за изпарение (L е латентната топлина на изпарение, E е изпарение), P е турбулентният топлообмен между повърхността и атмосферата, B е топлообменът между повърхността и долните слоеве на почвата или водата.
Тъй като всички членове на уравнението могат да се променят, топлинният баланс е много подвижен. Топлинният баланс на атмосферата включва нейния радиационен баланс R2 (винаги отрицателен), топлина, идваща от повърхността - P и топлина, отделена по време на кондензация на влага - LE (стойностите винаги са положителни). Средно дългосрочният топлинен баланс на атмосферата може да се изрази с уравнението:
Топлинният баланс на повърхността и атмосферата заедно като цяло е равен на нула средно дългосрочно.
Ако количеството слънчева радиация, влизаща в Земята на година, се приеме за 100%, тогава 31% се изпраща обратно в междупланетното пространство (7% се разпръсква и 24% се отразява от облаците). Атмосферата абсорбира 17% от входящата радиация (3% се абсорбира от озона, 13% от водните пари и 1% от облаците). Останалите 52% (директна + разсеяна радиация) достигат до подлежащата повърхност, която отразява 4% извън атмосферата и поглъща 48%. От 48%, погълнати от повърхността, 18% отиват за ефективна радиация. Така радиационният баланс на повърхността (остатъчна радиация) ще бъде 30% (52% - 4% -18%). Изпарението от повърхността изразходва 22%,турбулентен топлообмен с атмосферата - 8%. Повърхностен термичен баланс: 30% - 22% - 8% = -30%.
Излъчване на атмосферата в междупланетното пространство - 65%. Нейният радиационен баланс: -65% + 17% + 18% = -30%. Топлинен баланс на атмосферата: -30% + 22% + 8% =0. Албедото на Земята като планета е 35%.