Лучистая энергия легко проходит, почти не задерживаясь, сквозь такие газы, как азот и кислород. Эти газы прозрачны для радиации. Однако другие газы атмосферы различным образом взаимодействуют с радиацией. Они уменьшают количество этой радиации, доходящее до земной поверхности. Характер влияния некоторых атмосферных примесей, например, водяного пара, а также их распределение в слоях, лежащих выше тропосферы, еще подлежит дальнейшему уточнению.
Действительное количество лучистой энергии, поступающей на земную поверхность, называется инсоляцией. Инсоляция зависит от интенсивности поглощения и отражения радиации в атмосфере и на земной поверхности.
Атмосфера поглощает приблизительно 20% поступающей на ее верхнюю границу солнечной радиации. Еще 34% радиации отражается от поверхности Земли, атмосферы, облаков и взвешенных в атмосфере примесей. Остальные 46% приходящей солнечной радиации поглощаются земной поверхностью.
Отражение падающей лучистой энергии от того или иного предмета называется альбедо. Альбедо всей Земли вместе с ее атмосферой составляет в среднем 34%.
Инсоляция зависит от нескольких факторов: солнечной постоянной, расстояния между Землей и Солнцем, наклона земной оси, а также от поглощения и отражения радиации в атмосфере.
Взаимодействие солнечной радиации с молекулами газов приводит к потере энергии, которая уже не сможет поступить на земную поверхность. Ультрафиолетовую часть спектра поглощают озон, углекислый газ, водяной пар и пыль.
Значительная часть лучистой энергии, поступающей в атмосферу, поглощается водяным паром.
Содержание водяного пара в воздухе связано с его температурой. При перемещении от экватора к полюсам влажность воздуха в общем уменьшается. В низких широтах влажность воздуха сравнительно велика – количество водяного пара достигает 4% (по объему). Для сравнения можно указать, что на полюсах оно составляет лишь 0,5%. Естественно, что высокая температура воздуха в пустынях тропических и умеренных широт очень редко позволяет водяному пару стать насыщенным. Поэтому и получается, что меньшее количество пара в воздухе полярных районов чаще приводит к образованию и выпадению осадков, чем более значительное количество пара в пустынях.
Поглощение и последующее собственное изучение радиации водяным паром и каплями воды, находящимися в воздухе, довольно интенсивны. Например, облака могут отражать до 75-80% радиации. Часть отраженной радиации распространяется в сторону земной поверхности и потому не является для нее потерянной. Кроме того, облака отражают к земной поверхности и сами излучают в том же направлении еще некоторое количество и длинноволновой радиации. В высоких широтах, где воздух сравнительно чистый и сухой, до поверхности Земли доходит более значительная доля солнечной радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы, чем в низких широтах, где воздух загрязненный и влажный.
Процессы образования облаков и закономерности их влияния на другие атмосферные процессы в настоящее время являются предметом все возрастающего числа исследований. Эти исследования особенно важны для получения более точного представления о том, каким образом различные облака поглощают, пропускают и сами излучают радиацию.
Пыль, взвешенная в атмосфере, кроме того, что отражает солнечную радиацию, вместе с водяным паром образует важное «хранилище» лучистой энергии. Энергия, улавливаемая взвешенными примесями, и особенно энергия, поглощенная водяным паром и пылью, приводит к повышению температуры окружающего воздуха.
Полная энергия, полученная Землей из внешнего пространства, т.е. главным образом от Солнца, точно равна энергии, отданной всем земным шаром в космос. Несмотря на то, что за сравнительно короткие отрезки времени в отдельных районах количество полученной и отданной лучистой энергии может быть разным, все же за более длительные периоды общий баланс энергии остается удивительно постоянным. Энергия, излучаемая земной поверхностью, поступает в атмосферу, а солнечная радиация, не дошедшая до поверхности Земли, тоже расходуется на развитие конвективных и адвективных движений воздуха.
Суммарное воздействие процессов переноса лучистой энергии в атмосфере создает в ней наблюдаемое распределение температуры с высотой: в нижних слоях атмосферы при подъеме на каждые 100 м она уменьшается на 0,6°С. Такое уменьшение ее носит название нормального вертикального градиента температуры и имеет место в устойчивых воздушных массах.
Температура воздуха в среднем уменьшается и с увеличением широты мета наблюдений: обычно вблизи земной поверхности примерно на 1/1000 нормального вертикального градиента температуры, т.е. на сравнительно очень малую величину. Наконец, температура очень заметно изменяется в зависимости от характера поверхности, над которой ее измеряют.
