Radiatia solara, terestra si atmosferica - bilantul radiativ

RADIATIA SOLARA, TERESTRA SI ATMOSFERICA; BILANTUL RADIATIV

Soarele, sursa cosmica radiativa

Soarele este sursa energiei primite de geosistemul Terra numai in acea cantitate si numai in acea calitate care sa asigure existenta si perpetuarea formelor de viata cu care aceasta unica planeta a fost daruita.

Radiatia solara se propaga in linie dreapta cu o viteza de 300.000km/sec.

Energia radianta care provine de la Soare (in proportie de 99% fiind emisa in domeniul undelor scurte) permite declansarea si desfasurarea marilor sau intimelor procese care stau la baza functionarii “interactive” sau “in angrenaj” a tuturor componentelor ansamblului de mediu al vietii, pe planeta noastra.

Steaua numita Soare este o imensa sfera incandescenta al carui diametru este de peste 54 ori mai mare decat al Pamantului. In jurul Soarelui graviteaza, pe orbite proprii, cele 9 planete ale sistemului nostru Solar; Pamantul este a treia ca apropiere, intre el si Soare calculandu-se o distanta mediata de 149.500.000km (stiut fiind ca in realitate, ea este minima la periheliu (2 ianuarie) si maxima la afeliu (4 iulie) (Fig.1) .

Fig.1. Sistemul nostru solar

In miscarea sa regulata in jurul Soarelui (Fig. 2) numita miscare de revolutie care astronomic dureaza 365 zile, 6 ore, 9 minute si 9 secunde, Pamantul descrie o traiectorie eliptica (numita si ecliptica), Soarele fiind situat intr-unul dintre focarele elipsei. In afara acestei miscari anuale, Pamantul mai are o miscare regulata si anume in jurul axei Polilor proprii, numita miscare de rotatie care se desfasoara in cicluri succesive de cate: 23 ore, 56 minute si 4 secunde (sau mai simplu spus in 24 ore).

Fig.2. Miscarea de revolutie a Pamantului

Axa Polilor Pamantului are o inclinatie de 66°33’ fata de planul eclipticii, unghi neschimbat pe tot parcursul miscarii anuale de revolutie, an de an. Aceasta inclinare a axei Polilor este cea care determina alternanta anotimpurilor in cele doua emisfere de Nord si de Sud ale Pamantului, etc.

In bilantul global, desi energia primita de geosistemul Terra de la Soare este mereu aceiasi, ea este distribuita diferentiat ca intensitate si alternativ: cand unei emisfere cand alteia, vara fata de iarna, pentru ca asa o impun legile fizice care guverneaza cele doua miscari ale Pamantului drept corp cosmic: cea de revolutie si cea de rotatie[1] .

Din imensa cantitate de energie pe care Soarele o emite, radiind-o in spatiul cosmic (sub forma radiatiilor electromagnetice dar si corpusculare), geosistemul Terra primeste numai a doua miliarda parte, adica 1,37 10²⁴ calorii[2] in timp de un an. Si cu toate acestea, energia solara receptionata de geosistem numai intr-o zi si jumatate echivaleaza cu intreaga energie pe care ar produce-o toate centralele electrice ale lumii intr-un an!

Dupa aceasta comparatie se poate percepe mai usor de ce alte surse de radiatie (caci exista!) care emit si asupra Terrei se considera neglijabile cum este cazul:

1) stelelor, altele decat Soarele, care contribuie cu doar a suta milioana parte din ceea ce ofera Soarele;

2) radiatiei cosmice care contribuie cu numai a 2 miliarda parte din energia solara primita de Pamant;

3) fluxului teluric, caloric orientat dinspre nucleul incandescent al planetei noastre spre suprafata, flux care este de numai 54 cal/cm²/an, deci cel mai neglijabil, scoarta terestra dovedindu-se un foarte bun izolator termic pentru “focul” interior al casei noastre Terra[3].

Exprimand cifric intr-o alta maniera aceasta “a doua miliarda parte” (egala cu 0,45 x 10^-9) din energia Soarelui, pe care o recepteaza geosistemul nostru, reiese ca fiecarui cm² de suprafata orizontala, considerat perpendicular pe directia razelor solare, la limita superioara a atmosferei, ii revin 1,95 cal/min/cm² sau 0,00014 Kw/min/cm² (din totalul radiat de Soare care ar fi 5,2 x 10²⁴ kilocalorii/min/cm² sau altfel exprimat, ar fi de 6,15 Kw/min/cm²).

Intrucat in cazul de fata Pamantul poate fi considerat, intr-o prima aproximatie, drept o sfera ce se roteste in jurul propriei axe, energia ajunsa la limita superioara a atmosferei sale si denumita CONSTANTA SOLARA, se repartizeaza pe intreaga suprafata a sferei admise (4pr²) care este egala matematic cu “de patru ori suprafata sectiunii sale (pr²). In urma acestui calcul, fiecare cm² de suprafata orizontala, considerata la limita superioara a atmosferei terestre, primeste in medie 0,5 cal/min/cm² adica 720 cal/24 h. In meteorologie ca unitate de masura pentru exprimarea cantitatii de energie calorica primita de la Soare per unitatea de suprafata, se utilizeaza langley-ul [Ly], 1Ly = 1 cal/cm².

1 Spectrul solar

Ansamblul radiatiilor electromagnetice emise de Soare, ordonat in functie de lungimea de unda si inregistrat pe cale fotografica sau fotoelectrica poarta denumirea de spectru solar.

Exista trei domenii sau zone spectrale caracteristice in cadrul carora proprietatile fizice fundamentale sunt aceleasi si anume:

a)     domeniul invizibil: sau domeniul radiatiilor ultraviolete unde lungimile de unda sunt mici (intre 2900 si 3600 Å ) si au un pronuntat efect chimic fapt pentru care se mai numesc in literatura si “radiatii chimice”;

b)     domeniul vizibil: sau “lumina” perceputa de ochiul omenesc; aici lungimile de unda sunt cuprinse intre 3600 si 7600 Å specifice celor 7 culori principale care, in amestec compun lumina alba;

c)      domeniul caloric: sau al radiatiilor infrarosii, cu lungimi de unda mari cuprinse intre 7600 Å si 3000000 Å. Radiatiile infrarosii au un pronuntat efect caloric dar sunt invizibile.

Este important de retinut ca radiatiile Soarelui, cu lungimi de unda mai mici de 2900 Å intra in categoria radiatiilor X (Röntgen) iar cele de peste 3.000.000 Å sunt unde hertiene sau radiofonice. Aceste doua categorii nu detin mai mult de 1% din totalul spectrului Solar dar importanta lor pentru buna functionare a geosistemului este la fel de mare ca a celorlalte 99% radiatii din spectru.

2 Radiatia solara directa (S’)

Fluxul radiatiilor ce provine direct de la Soare si care poate ajunge nemodificat prin difuzie, reflexie, refractie, etc., la nivelul suprafetei terestre poarta denumirea de radiatie solara directa (S’).

Fluxul radiatiei directe care cade pe o suprafata orizontala mai poarta si denumirea de insolatie (I’).

Unghiul sub care cade fluxul radiativ poate fi diferit ca in figura 3 functie de latitudine, moment al zilei, al anului, etc. Astfel, unghiul de incidenta sub care cad razele Soarelui pe suprafata rugoasa a planetei sunt foarte diversificate si constituie unul dintre motivele cheie ale procesului de incalzire diferentiata a Scoartei terestre de catre Soare.

Latitudini mari

Latitudini medii

Ecuator

a) b)

Fig.3. Intensitatea insolatiei a) este direct proportionala cu marimea unghiului sub care cad razele solare directe pe suprafata orizontala expusa b)

3 Radiatia solara difuza (D)

Radiatia solara, odata patrunsa in atmosfera sufera modificari spectrale si de intensitate demne de mentionat, astfel:

– o parte din radiatii este absorbita, o alta este difuzata si numai o parte, care este si cea mai importanta, ajunge direct la suprafata Pamantului.

Procesul absorbtiei spectrale este complex, aici il vom mentiona numai, spunand ca: Ozonul atmosferic joaca rol major in absorbtia razelor ultraviolete cu lungimi de unda intre 2900 si 3200 Å, in timp ce oxigenul si azotul le absorb pe cele cu lungimi de unda mai mici de 2200 Å, iar dioxidul de carbon si vaporii de apa absorb radiatiile infrarosii.

Procesul difuziei presupune dispersia sau imprastierea neuniforma a radiatiei solare directe intrate in atmosfera, de catre moleculele gazelor componente ca si de particulele solide si lichide prezente in atmosfera strabatuta; este un proces simultan cu cel de absorbtie. Difuzia se refera mai ales la zona spectrului vizibil pe care-l slabeste mult. Asadar, radiatia solara intrata, lovindu-se de materialitatea, de consistenta unor particule atmosferice sau a unor molecule, se abate de la directia rectilinie de propagare si se disperseaza neuniform, in toate directiile. Fiecare particula sau molecula devine astfel sursa unei noi radiatii dar cu insusiri modificate numita: radiatia difuza a atmosferei.

Radiatia aceasta difuza preia 25% din fluxul radiatiei solare prezente initial la intrarea in atmosfera, modificandu-i major directia de propagare. Si atunci, emitand in toate directiile emite si spre exteriorul atmosferei unde, cam 1/3 din radiatia difuza se pierde. Insa o parte insemnata a aceleiasi radiatii difuze se orienteaza favorabil, deci spre suprafata Pamantului, compesand acolo partial, pierderile de cca. 2-5% suferite de radiatia solara directa, prin procese de difuzie induse la partea inferioara a atmosferei (de troposfera).

Radiatia solara directa impreuna cu radiatia solara difuza care ajunge la suprafata terestra, constituie impreuna ceea ce meteorologii denumesc: radiatia globala Q sau totala in unele manuale.

4 Radiatia globala (Q)

Aici mai trebuie precizat ca, prin radiatie globala, notata Q, specialistii inteleg insumarea radiatiei solare directe (S’) si a celei difuze (D) ajunse simultan la suprafata terestra si raportarea sumei lor la unitatea de suprafata orizontala. I se mai spune si “radiatie totala” sau “insolatie” uneori, pentru ca reda unitar aportul radiativ al Soarelui, masurat la nivelul suprafetei terestre.

Regimul diurn al radiatiei globale are un maximum la amiaza si doua minime la rasaritul si apusul Soarelui; regimul anual, pentru emisfera nordica prezinta un maximum in iulie si un minim valoric in decembrie.

5 Reflexia radiatiei solare; albedoul

Radiatia solara directa (S’) impreuna cu radiatia difuza (D) formeaza radiatia globala (Q) sau totala cum se mai numeste ea, care, atingand suprafata terestra, este partial absorbita si partial reflectata, conform unor legi fizice stricte.

Partea reflectata constituie, pentru meteorologi, segmentul numit “radiatia reflexa” sau “radiatia reflectata” cu un rol foarte important in bilantul radiativ global.

Fenomenul reflexiei presupune reintoarcerea partiala a radiatiei globale Q in mediul atmosferic atunci cand aceasta intalneste o suprafata de separare intre doua medii fizice.

In natura predomina reflexia difuza deoarece suprafetele de reflexie intalnite sunt fie mate fie cu structura rugoasa, prezentand multe fatete diferit orientate (fata de radiatia incidenta), radiatiile reflectateindreptandu-se, tocmai de aceea, in toate directiile. Radiatiile spectrului solar sufera fenomenul de reflexie in mod egal (nu sunt deci preferate anumite lungimi de unda).

Intensitatea reflexiei radiatiei solare se exprima in calorii per centimetrul patrat de suprafata orizontala, orientata spre suprafata terestra, timp de un minut (cal/cm²/min).

ALBEDOUL, notat cu A, reprezinta capacitatea de reflexie a radiatiei solare de catre diferite suprafete, aceasta rezultand din raportul intre fluxul radiatiei reflectate in toate directiile notat cu R si fluxul radiatiei globale Q care este incidenta pe o suprafata data (luata in calcul).

sau, in procente A =

Diferenta pana la 1 sau pana la 100% a rezultatului obtinut cu date concrete este atribuit tocmai radiatiei absorbite de catre suprafata al carui albedou s-a calculat.

Astfel, marimea a = 1 - A desemneaza “coeficien-tul de absorbtie”. Intensitatea absorbtiei se poate exprima procentual astfel: a = (1 - A) 100%

Albedoul suprafetei terestre foarte important in studiile de mediu, in agricultura etc., depinde de natura suprafetei reflectante, de gradul de rugozitate si de culoarea componentelor acesteia.

Astfel, suprafetele plane, uscate sau lucioase sau deschise la culoare, reflecta mai puternic radiatia solara, decat cele denivelate, inchise la culoare sau umede. Iata cateva valori procentuale preluate de la diversi autori consacrati:

6 Iluminarea si luminozitatea

Pentru studentul ecolog care in anii universitari terminali aprofundeaza “domeniul viu”, biologicul, geosistemului Terra si relatiile acestuia cu intregul (relatii care trebuie sa demonstreze, si o fac, un bilant energetic echitabil) lumina pe Pamant este aproape totul.

In termeni meteorologici, lumina planetei noastre se explica astfel: fluxul luminii solare incidente, care produce iluminarea suprafetei terestre, este asigurat de radiatiile din spatiul numit “vizibil” al spectrului radiatiilor solare, adica, cu lungimi de unda cuprinse intre 4000 Å si 7600 Å.

Intensitatea iluminarii este evaluata de raportul dintre fluxul de lumina si unitatea de suprafata pe care aceasta cade. Unitatea de masura este luxul (lx) egal cu iluminarea unei suprafete care primeste un flux luminos de l lumen[4](lm), uniform repartizat pe 1m² suprafata.

Iluminarea determina luminanta sau stralucirea luminoasa a suprafetei corpurilor.

Raportul intre iluminare si luminanta constituie luminozitatea suprafetei corpurilor din natura respectiv a suprafetei planetare. Iluminarea ca si luminozitatea sunt avantajate de transparenta, de puritatea aerului atmosferic si atenuate de opacitatea acestuia, de prezenta poluantilor atmosferici cu rol important in procesele de absorbtie a luminii.

Radiatia terestra (E_t)

Suprafata terestra, dupa cum s-a prezentat anterior, absoarbe o importanta parte a radiatiei solare directe si difuze pe care o converteste in energie calorica incalzindu-se, ea insasi, pana la o anumita adancime (care variaza functie de mai multi factori dati).

Ori, scoarta superficiala a Pamantului, ca orice alt corp din natura lui, are o temperatura cu mult mai mare decat 0° absolut, grade Kelvin (K) cum se mai numeste; in aceste conditii scoarta terestra emite[5] un flux de radiatii catre in afara sa care poarta denumirea de “radiatia proprie” a suprafetei terestre sau simplu, “radiatia terestra”, notata in fizica cu E_t si calculabila prin intermediul legii lui Stefan-Boltzman[6].

Radiatia terestra,in totalitatea sa este alcatuita din radiatii de unda lunga apartinand domeniului infrarosu al spectrului, cu pronuntat efect caloric, situate intre 40.000 Å si 800000 Å.

Intensitatea radiatiei terestre depinde esential de temperatura absoluta a suprafetei emisive iar aceasta, in mod natural, este comandata de intensitatea radiatiei solare totale (globale). De aceea valorile radiatiei terestre vor fi maxime ziua si minime noaptea (cu putin inaintea rasaririi Soarelui), vor fi maxime vara pe suprafetele terestre cu sol uscat si minime in noptile de iarna cu strat proaspat depus de zapada.

Valoarea de referinta a radiatiei terestre, calculata pentru anumite conditii standard[7], ar fi egala cu 0,57 cal/cm²/minut.

Radiatia atmosferei (E_a)

sau contraradiatia atmosferei[8]

Radiatia atmosferei NU se refera la ceea ce ea poate radia din ceea ce ar primi de la Soare in timpul in care razele acestuia au strabatut-o in drumul lor catre suprafata terestra; NU, mecanismul este altul si anume: radiatia terestra (E_t) emisa de suprafata planetara este absorbita de invelisul atmosferic la a carui incalzire contribuie major.

Absorbtia de catre atmosfera a acestei radiatii terestre, care este de unda lunga se face selectiv si este operata la diverse nivele de catre: vaporii de apa, particulele lichide de apa, de catre dioxidul de carbon si de ozon.

Numai astfel deci, pentru ca este incalzita de catre suprafata terestra prin fluxuri de radiatii calorice (si pentru care aerul are mecanisme rafinate de absorbtie), atmosfera este capabila, la randul ei, sa emita neincetat si in toate directiile energie radianta.

Dar, NUMAI acea parte a radiatiilor atmosferice care se orienteaza inapoi spre suprafata terestra care a emis-o, constituie in fizica si in meteorologie radiatia atmosferei (E_a) sau cum se mai numeste ea: contraradiatia atmosferei (C_r).

Evaluarea contraradiatiei se ridica la numai 0,42 cal/cm²/minut (daca se considera atmosfera echivalenta radiativ cu un corp negru, la o temperatura medie de 10°C).

Radiatia efectiva (E_ef)

Iata-ne in situatia de a constata ca, de fapt, atmosfera este strabatuta simultan, dar din doua directii opuse, de doua fluxuri de unde lungi, nici o data egale si anume:

– radiatia terestra E_t dinspre Pamant spre atmosfera;

– contraradiatia (C_r) sau radiatia atmosferei (E_a) dinspre atmosfera spre suprafata terestra.

Intre ele exista o diferenta valorica care da sens radiatiei efective E_ef.

Suprafata terestra este de cele mai multe ori mai calda, deci mai radiativa in infrarosu decat aerul atmosferic de aceea E_t este mai mare decat E_a si atunci:

E_ef = E_t - E_a

Daca luam in considerare si cuantumul radiatiei de unda lunga reflectata, notata de obicei cu R₁, pe care trebuie sa o scadem din E_a atunci radiatia efectiva devine:

E_ef = E_t - (E_a - R₁)

In aceste conditii radiatia efectiva E_ef exprima o pierdere de caldura pentru suprafata terestra.

Sunt in natura si situatii inverse cand suprafata terestra se imbogateste caloric de la aportul E_a, al radiatiei atmosferice. Din diversitatea acestor situatii la scara geosistemului este asigurat in cele din urma un bilant energetic echilibrat. Exprimarea valorica situeaza E_ef intre 0,10 si 0,30 cal/cm²/minut.

3.4 Bilantul radiativ

In decursul anilor universitari, studentul ecolog se intalneste direct sau indirect cu toate componentele de bilant energetic ale geosistemului Terra de aceea, inca din anul II de studii, bilantul radiativ trebuie inteles ca un instrument de lucru valoros si de baza, pentru un bun profesionist.

Intr-un sens global, prin Bilant radiativ intelegem diferenta dintre doua sume si anume: dintre suma tuturor fluxurilor radiative primite si suma tuturor fluxurilor radiative cedate de o anume suprafata.

In cadrul geosistemului Terra, bilantul radiativ global presupune diferenta intre fluxurile radiative intrate si cele iesite din sistem. Acest bilant global se calculeaza la limita superioara a atmosferei, astazi satelitii meteorologici masurandu-i direct componentele cu o precizie de 0,3% (Leroux M., 1998).

Teoretic si pentru a exemplifica, diferenta se poate face intre media anuala per 24 de ore a radiatiei solare incidente care este de 342 W/m² si contraradiatia planetara valorand 240 W/m² plus 102 W/m² cat reprezinta fluxul solar reflectat de albedoul planetar.

Reiese ca: – bilantul este teoretic echilibrat, adica ceea ce a intrat este egal cu ceea ce a iesit din sistemul energetic.

In meteorologie studiul bilantului radiativ energetic are doua componente si anume:

1 - bilantul radiativ al suprafetei planetare;

2 - bilantul radiativ al Sistemului Pamant – Atmosfera ( prin Pamant intelegandu-se, insa, numai suprafata acestuia nu si interiorul).

Studentul ecolog trebuie sa inteleaga sensul si cauzele acestei duble tratari.

Bilantul radiativ al suprafetei terestre

Sa ne reamintim ca suprafata terestra sau planetara, indiferent ca este oceanica sau continentala, plana sau muntoasa, recepteaza urmatoarele segmente radiative dintre cele studiate:

1 - radiatia solara directa (S’)

2 - radiatia difuza (D)

3- contraradiatia atmosferica (C_r) sau cum se mai numeste ea (E_a) radiatia atmosferica.

La randul ei, suprafata terestra, atat de variata din punct de vedere geografic, cedeaza urmatoarele segmente radiative:

1 - radiatia reflectata, de unda scurta (R_s)

2 - radiatia reflectata, de unda lunga (R_l) (neglijabila cantitativ)

3 - radiatia terestra (E_t), alta decat cea provenind din interiorul sau.

Echilibrul dintre aceste fluxuri, antagonice ca sens, se realizeaza intr-un prim ciclu de 24 de ore, ziua avand un rol diferit de cel al noptii din punct de vedere radiativ desigur (dupa cum reiese din Fig.1 si Fig.2).

Fig.1. Fluxuri de radiatie care intra in calculul bilantului radiativ de ZI

Din figura 1 desprindem componentele bilantului de ZI astfel ca:

B = S’ + D - R_s + E_a - E_t - R_l

Sau altfel scris: B = Q - R_s + E_a - R_l [in care Q = S’ + D].

Asadar, bilantul radiativ este pozitiv ziua cand caldura primita o depaseste pe cea cedata.

O particularizare a formulei de bilant ar interveni in situatiile in care ziua cerul ar fi acoperit de nori iar radiatia solara directa nu i-ar penetra, astfel:

B = D - R_s + E_a - E_t - R_l

Din fig. 2 desprindem care sunt componentele bilantului de NOAPTE cand, de obicei acesta este negativ, caldura cedata depasind-o pe cea primita:

Fig.2 Fluxuri radiative ale bilantului nocturn al suprafetei terestre

B = E_a - E_t - R_l deoarece Q = 0 si R_s = 0

sau altfel scris: B = B_s - B_l (diferenta dintre bilantul radiatiilor de unda scurta si respectiv al celor de unda lunga).

Sintetizand acum cele expuse anterior, prezentam urmatoarea formula consacrata a bilantului radiativ, al scoartei terestre

B = Q(1-A) - E_ef

in care: Q=radiatia globala; A=albedoul exprimat de relatia A = ;

E_ef = radiatia efectiva exprimata de relatia: E_ef = E_t - (E_a - R_l).

Este important sa nu uitam ca omul are rolul sau in cadrul modificarilor de bilant, deocamdata cu incomodari mici si la scara locala, datorita impurificarii atmosferei cu reziduurile tehnologiilor sale inalte sau cucele ale aglomerarilor urbane de tip conurbatii, megalopolisuri, etc., care sunt tot mai numeroase.

Bilantul radiativ al sistemului Pamant-atmosfera

Bilantul radiativ Pamant-atmosfera a fost imaginat calculat si ulterior modelat de numerosi autori de renume.

Cel mai clar pentru studentul ecolog pare a fi modelul unitar propus de H.J.Critchfield si a oglindit de Fig.3.

Fig.3. Schema bilantului radiativ al sistemului Pamant-atmosfera; (prelucrare dupa H.J.Critchfield)

Acest autor arata (ca si altii) ca suma radiatiilor primite de sistemul Pamant-atmosfera este egala cu cea a radiatiilor cedate dar in urmatoarele conditii procentuale:

- din totalul de 100% al radiatiei solare[9] primite la limita superioara a atmosferei se intampla ca:

35% este reflectata de catre nori (24%), de catre moleculele aerului atmosferic (7%) si de insasi suprafata terestra (4%);

18% este absorbita de invelisul atmosferic luat in ansamblul sau;

47% este absorbita de suprafata planetara dupa ce a traversat atmosfera sub forma radiatiei solare directe (23%) si respectiv a celei difuze (24%).

Rezulta ca sistemul Pamant-atmosfera reflecta 35% din radiatia solara primita si absoarbe 65% (aceasta componenta este reemisa astfel: 60% de catre atmosfera si 5% de catre suprafata planetara).

Un alt celebru om de stiinta H.FLOHN a conceput bilantul radiativ al sistemului Pamant-atmosfera pornind de la constanta solara, ca intreg (100%) si operand apoi urmatoarea descompunere procentuala pentru radiatiile de unda scurta (exprimata in fig.4, prelucrata dupa H. Flohn):

Fig.4. Bilantul radiatiilor de unda scurta al sistemului Pamant-atmosfera

- 16% radiatii absorbite direct de catre moleculele gazelor din atmosfera.

- 18% radiatii dispersate de atmosfera, dintre acestea:

- 11% ajung la suprafata scoartei terestre iar

- 7% sunt reorientate si deci redate spatiului interplanetar.

- 40% intalnesc stratul noros global al planetei si atunci:

- 25% sunt reflectate de fatetele cristalelor de gheata sau de picaturile

de apa care constituie norii;

- 1% reprezinta absorbtia exercitata de aceste componente;

- 14% ajung la nivelul suprafetei terestre sub forma radiatiei difuze.

- 26% ajung la suprafata Pamantului sub forma radiatiei solare directe din care 5% sunt redate din nou atmosferei in urma reflexiei lor de catre suprafetele       capabile sa provoace acest fenomen.

Acelasi celebru autor H. Flohn propune si un bilant secundar al sistemului in discutie, respectiv cel al radiatiilor de unda lunga (fig.5).

Fig.5 Bilantul radiatiilor de unda lunga al sistemului Pamant-atmosfera (prelucrare dupa H. Flohn)

In cadrul acestuia intra:

- 114% - fluxul radiatiei terestre[10] (unitatea care intra in calculul de bilant si

care se considera a fi de fapt 114% fata de constanta solara admisa ca 100%) din care:

96% - reprezinta partea absorbita de atmosfera si apoi reemisa catre suprafata terestra (care in fapt a emis-o) sub forma contraradiatiei atmosferice (C_r) iar

18% - reprezinta partea ce se pierde in spatiul extraatmosferic.

Revenind in final asupra bilantului global al geosistemului Terra, al carui ultim invelis este atmosfera, reiese ca: la limita superioara a atmosferei bilantul radiativ se compune din primiri si pierderi dupa cum urmeaza:

primiri: constanta solara considerata 100%;

pierderi: 65% fluxul radiatiilor terestre de unda lunga si 35% fluxul planetar de unda scurta al radiatiei reflectate sau “albedoul” planetar.

Daca se considera corecte[11] evaluarile procentuale de 35% ale albedoului planetar, atunci radiatia de unda lunga a sistemului Pamant-atmosfera catre spatiul extraatmosferic, in valoare de 65%, corespunde (conform legii Stephan-Boltzman) emisiei de care este capabil un corp a carei temperatura, la suprafata de radiatie, este de -23°C. Ori, tocmai aceasta este temperatura medie a atmosferei Pamantului la nivelul inaltimii de 6 km.

Iata un bun motiv pentru care este foarte indragita, in fizica aerului, comparatia functionarii atmosferei ca o masina termodinamica uriasa.

In cazul subiectului nostru se afirma ca, majoritatea radiatiilor de unda lunga (deci calorice), ale geosistemului Terra, sunt emise de vaporii de apa si de suprafata superioara a norilor (formati si din vaporii de apa) prezenti in troposfera medie[12], careia ii este propriu si nivelul altitudinal de 6 km.

Astfel, atmosfera, in ansamblul ei, spun energeticienii, functioneaza ca o masina cu aburi a carei sursa calda este suprafata terestra, iar sursa rece este troposfera mijlocie.