O’zbekiston Respublikasi Oliy va o’rta maxsus tahlim vazirligi Farg’ona Davlat Universiteti Fizika yo’nalishi uchun

Радиацион баланс – ютилган радиация билан эффектив нурланишнинг фарқига айтилади.
Радиацион баланс – юза қопламасида ютилган энергияга тенг бўлади.

• 
  Tabiatning energuya uchun universal qonunidan ma’lumki,energiya saqlanish xususiyatiga ega:u yo’q bo’lmaydi va bordan yo’q bo’lmaydi. Quyoshning aniqlangan energiya manbai nimada ,,Yoshi’’ esa salkam 5milliard yilni ko’rsatadi.
  

ҚУЁШ РАДИАЦИЯСИ-НИНГ БИР ҚИСМИ –КЎРИНУВЧИ ЁРУҒЛИК БЎЛИБ, ШУ САБАБЛИ ҚУЁШ ЁРУҒЛИК МАНБАИДИР.
Қуёшнинг нурланиши энергиясининг бир қисми атмосферада иссиқликка айланади, лекин асосий қисми ер сиртидаги хавони қиздиришга сарф бўлади.
Қизиган ер сирти ва атмосфера инфрақизил нур тарқатади
Сиртнинг Альбедоси деб қайтган радиациянинг шу сиртга тушаётган умумий радиациясига нисбатининг процентларда ифодаланган қисмига айтилади.
Турли сиртларнинг Альбедоси:
1) тупроқ -10-30%,
Нам қора тупроқ – 5%,
Қуруқ қум – 40% гача;
2) ўсимликлар майдони (ўрмон, ўтлоқ, дала) -10-25%;
3) қор сирти -50-90%;
4) сув юзаси -5-10%;
5) булутларнинг юқори сиртлари -50 -60%

Ер Альбедоси – коинотга қайтаётган ва сочилаётган радиациянинг атмосферага келаётган умумий қуёш радиациясига нисбатига айтилади.
Ер Альбедоси 30 % атрофида
Ер юзасининг радиацион баланси
Эффектив нурланиш – ер сиртининг ҳусусий нурланиши билан атмосферанинг қарши нурланишининг фарқи
Эффектив нурланиш – ер сиртидан йўқотилаётган нур энергияси (иссиқлик)
Ер юзасининг радиацион баланси
Эффектив нурланиш – ер сиртининг ҳусусий нурланиши билан атмосферанинг қарши нурланишининг фарқи
Эффектив нурланиш – ер сиртидан йўқотилаётган нур энергияси (иссиқлик)
Мавзу: Ер сайёрасининг радиация баланси.
Режа:
1. Ер сиртининг радиация баланси.
2. Тушалган сиртнинг иссиклик баланси.
3. Иссиклик баланси ташкил этувчиларининг йиллик узгариши.
4. Ер иклимий тизимининг иссиклик баланси.

Qisqa to'lqinli Quyosh radiasiyasi oqimlari va uzun to‘lqinli effektiv nurlanishlarning algebraik yig'indisi yer sirti radiasiya balansini ifodalaydi:bu yerda A — to‘shalgan sirt albedosi, Q — yalpi radiasiya.
Yer sirti albedosi iqlim shakllanishiga ta’sir etuvchi muhim omil hisobla¬nadi. Uning roli muz yoki qor bilan qoplangan hududlarning mavsumiy o'zgarishlanda ayniqsa katta. Masalan, Arktikada qutbdan suzib yuruvchi muzlikning janubiy chegarasigacha albedo 23% ga kamayadi. Albedoning
Sunday o'zgarishiga qutb kuni mobaynida o'rtacha havo haroratining I L°C ga ko‘tarilishi mos keladi:
Radiasiya balansining miqdori yalpi radiasiya, albedo va effektiv nur- lanish qiymatlarining xarakteristikalariga bogiiq ekanligi ko'rinib turibdi.
Radiasiya balansining geografik taqsimotmi ko'rib chiqamiz. Eng awal aytib o‘tish lozimki, Grenlandiya va Antarktida muzliklaridan tashqari Yer sharining barcha joylarida, radiasiya balansining yillik miqdorlari musbat boiadi, ya’ni yil mobaynida yutilgan radiasiyaning miqdori effektiv nur- lanishdan katta bo'ladi.
Bu faktdan, yildan yUga yer sirtining issiqligi ortib boradi deb xulosa qilish noto‘g‘ri boiadi. Gap shundaki, yutilgan radiasiyaning effektiv nur- [anishdan ortib ketgan qismi yer sirtidan havoga o'tgan issiqlik va bugianishga sarflangan issiqliklar bilan muvozanatlanadi. Shunday qilib, butun yil uchun yer sirtida issiqlik muvozanati saqlanib qoladi.
Radiasiya balansining taqsimotiga okeanlar va quruqlik katta ta’sir o'tkazadi. Bir xil kengliklarda suv sirtning radiasiya balanst quruqlik radiasiya balansidan doimo kattaroq boiadi. Okeanlaming albedosi kichikroq boiganligi uchun ular yig'indi radiasiyani ko‘proq yutadi. Shu bilan birga suvning pastroq harorati effektiv nurlanishning kamayishiga olib keladi. Natijada, ekvatorial va tropik kengliklarda suv sirtlarining yillik radiasiya balansi'5,8 * 102 GJ/m2 va undan ortiq qiymatlarga yetadi.
Gorizontal sirtga kelayotgan Quyosh radiasiyasi miqdorini (inso- lyasiya) 100 birlik deb olamiz. Bu radiasiya miqdorining 20 birligi atmos- ferada ozon, suv bug‘i va atmosfera aerozollari tomonidan, 5 birligi bulutlar tomonidan yutiladi. Yer sirti to‘g‘ri va sochilgan radiasiya ko‘rinishda 47 birlikni yutadi. Qolgan 28 birlik bulutlar (19 birlik), yer sirti (3 birlik) va atmosferadan (6 birlik) kosmik fazoga qaytariladi
Quruqlikda radiasiya balansning yillik yig'indilari 0,2 • 102 GJ/m2 dan (Antarktida) 3,7—4,0 GJ/m2 gacha (tropik kengliklar) o‘zgaradi. Ikkala yarimsharning o'rta va yuqori kengliklarida radiasiya balansi ning deyarli zonal taqsimoti kuzatiladi. Siklonal faoliyat ta’sirida bulutlilik jiddiy rav- ishda ortgan huddularda zonal taqsimotning buzilishi kuzatiladi. 0‘rta va yuqori kengliklarda turli geografik zonalarda radiasiya balansi ning yillik yig'indilari quyidagi qiymatlarga ega: arktik tundrada — 0,4 GJ/m2 dan kamrpq, tundra va o'rmonli tundrada — 0,4—0,8 GJ/m2, shimoliy va o'rta taygada — 0,8—1,0 GJ/m2, o'rta kenglikfardagi bargli o'rmonlar va cho'llarda — 1,2—1,45 GJ/m2,
Okean sirtlarida radiasiya balansining geografik taqsimoti yaxshi ifo- dalangan zonallikka ega. Uning eng katta qiymatlari tropik va subtropik kengliklarga, eng kichiklari - suzib yuruvchi muzlar chegarasiga (0,6—
0, 8 GJ/m2) to‘g‘ri keladi.
Shimoliy yarimsharda yanvarda qutbiy va o'rta kengliklarda, quruq- liklaida oyiga -40 dan -90 MJ/m2 gacha o'zgaradigan manfiy radiasiya balansi kuzatiladi. Tropik kengliklarda radiasiya balansi musbat va 120— 200 MJ/m2 teng bo'ladi. Janubiy yarimsharda barcha joylarda radiasiya balansi musbat.Shimoliy yarimsharda yozda yarimsharning barcha joy- Jarida radiasiya balansi musbat bo'lib, oyiga 200 MJ/m2 dan (qutbiy kengliklar) 350 MJ/m2 gacha '(tropik kengliklar) o'zgaradi.Bir xil keng- liklarda qishda va yozda okeanlarning radiasiya balansi quruqliklar ra¬diasiya balansidan katta bo'ladi. Masalan, qishda yuqori kengliklarda okeanlarda radiasiya balansi nolgacha, tropik kengliklarda esa 350-400 MJ/m2 gacha ko'tariladi. Yozda bu ko‘tarilish hisobiga R qutbiy keng¬liklarda oyiga 200 MJ/m2 gacha, tropik kengliklarda 600 MJ/m2 gacha yetadi
Radiasion va noradiasion issiqlik almashinuv jarayonlari qalinligi muhitning fizik-issiqlik xossalariga bogiiq boigan faol qatlamda kechadi. Quruqlikda faol qatlamning qalinligi bir necha metr, okeanda bir necha o'n metrga yetishi mumkin.
(3.15) ga kirgan qo'shiluvchilarning umumiy issiqlik balansidagi ul- ushini baholaymiz.
Bug'lanishga issiqlik satjlari. Yer sirtidan suvning bugianishi bugianish tezligi — birlik yuzadan birlik vaqt davomida bugiangan suv miqdori bilan xarakterlanadi. SI tizimida uning oichov birliklari kg/m2 • s yoki mm/s. Bugianish tezligi bugianayotgan sirt harorati, uning ustidagi namlik defisiti, shamol tezligi va yerga yaqin havo qatlamining stratifikasiyasiga bogiiq.
Bug'lanishga issiqlik sarflari suv bug'i massa ulushining gradiyentiga proporsional:
Bug'lanishga issiqlik sarfi suv bug'i massa ulushining gradiyentiga pro¬porsional:
LE = -Lpks
Tenglamadan kelib chiqadiki, noturg‘un stratifikasiyada y > ra, P> 0 boiganda, to'shalgan sirt o‘z issiqligini yo'qotadi. Befarq stratifikasiyada y sy turbulent issiqlik oqimi nolga teng boiadi. Turg‘un stratifikasiyada y < ya tuibulent issiqlik oqimi atmosferadan to'shalgan sirt tomon yo'nalgan boiadi. Turbulent issiqlik oqimining atmosfera stratifikasiyasiga bog'liqligi uning mavsumiy tebran/shlanni, shuningdek, quruqlik va okeanlardagi far- qlami belgilaydi .
O rta hisobda yil mobaynida Antarktidadin tashqari barcha qit’alar va okeanlar katta qismlarining sirtlari issiqlikni atmosferaga uzatadi. Okean- lar ustida turbulent issiqlik oqimi nisbatan katta emas (500 MJ/m2 dan kam). Iliq okean oqimlari ustida u 900—1200 MJ/m2 gacha yetadi.
O'rta hisobda okeanlar, ustida turbulent issiqlik oqimi quyi kenglik- lardan yuqori kengliklar tomon ortadi. Qit’alar ustida u qarama-qarshi yo'nalishda o'zgaradi. Shu bilan birga, qurg'oqchil hududlarda u nam hududlardagiga nisbatan katta.
Issiqlik o'tkazuvchanlik koefisiyenti tuproqning issiqlik sig'imiga bog'liq. 0‘z navbatida, tuproqning issiqlik sig‘imi tuproqning namligi va g'ovakligiga bog'liq.
Tuproq ichkarisidagi harorat gradiyenti uning sirtidagi harorat bilan aniqlanadi. Sirtning harorati esa havo va tuproq orasidagi issiqlik al- mashinuvining jadalligiga bog'liq. Shuning uchun tuproq ichkarisida is-siqlikning yillik 0‘zgarishi yer sirti yaqinidagi havo haroratining yillik ampliludasi bilan bogiiq. Shimoliy yarimsharda havo haroratining am- plitudasi katta boigan hududlarda tuproq ichkarisiga molekulyar issiqlik oqimlari ham katta bo'lishi mumkin.
Tuproq ichkarisidagi issiqlik almashinuviga qor qoplami katta ta’sir ko'rsatadi — yilning sovuq vaqtida u issiqlik oqimini kamaytiradi.
Suv havzalarida issiqlik almashinuvi tuproqdagidan katta farq qiladi. Bu farqlar quyidagi sabablar bilan belgilanadi:
— suvning katta hajmiy issiqlik sig'imi va issiqlik o‘tkazuvchanlikka egaligi;
— issiqlik almashinuvining asosan turbulent aralashish yo'li orqali amalga oshishi;
— issiqlikning mezomasshtabli turbulent uyurmalar va okean oqimlari orqali gorizontal uzatilishi.
Yuqorida ko'rsitilgan omillarning ta’siri natijasida okeanlarda issiq¬lik almashinuvi 100—200 m chuqirlikkacha bo'lgan suv qatlamida ku¬zatiladi.
Konviktiv va turbulent issiqlik almashinuvi ta’sirida suvning kvazibir- jinsli deb ataluvchi yuza qatlamida harorat va sho‘rlikning tenglashishi kuzatiladi. Bu qatlamdan chuqurroqda suvning harorati chuqurlik ortishi bilan keskin o‘zgaradi. Harorati turlicha o'zgaradigan suv qatlami mavsumiy termikpom qatlami deb ataladi. tyuldan oktyabrgacha termik pona ayniq- sa yaxshi ifodalanadi. Qish mavsumida kvazibiijinsli qatlamning qalinligi 100—150 m gacha ortishi mumkin va mavsumiy termik pona yaxshi ifo- dalanmaydi.
Issiqlik balansi tashkil etuvchilarining yillik o'zgarishi quyidagi asosiy omillar bilan aniqlanadi:
a) geografik kenglik va yil vaqtiga bog'liq bo'lgan insolyasiya;
b) to'shalgan sirtnind) okean va atmosfera sirkulyasiyasining xususiyatlari.
Quruqlik va okean sirtlari uchun issiqlik balansi tashkil etuvchilarining yillik o‘zgarishini ko'rib chiqaylik (9-ra$m).
Shimoliy yarimsharda quruqlik sirtlari uchun bir nechta tipik land- shaftlaiga e’tibor qaratamiz.
a) Ekvatorial mussonlar iqlimiga ega bo'lgan qit’alarning sharqiy qirg‘oq/ari(Hoshimin, 9 a-rasm). Bu yerda radiasion balansning yil mobay- nida maksimumi bahorgi teng kunlikka to'g'ri keladigan yuqori qiymat¬lari kuzatiladi. Radiasion balansning yuqori qiymatlari bu yerda ko'rilayotgan davrda kam bulutli quruq tropik havoning ustuvorlik qilishi bilan izohlanadi. Tuproqning namlanganligi kichik bo'lganligi uchun bug'lanishga issiqlik sarflari kamayadi. Musson yog'inlari davrida issiqlik- ning asosiy sarflari bug'lanish bilan bog'liq. Umuman, turbulent issiqlik almashinuvining yillik o'zgarishi bug'lanishning yillik o'zgarishiga teskari bo'ladi.
b) Qit’a tropik iqtimi bilan xarakterianadigan tropik sahro (Asuan. 9 b- rasm). Asuanda yog'inlar deyarli kuzatilmagani uchun, bugianishga sarf¬langan issiqlikning yillik miqdorlari nolga yaqin. Shu sababli turubulent issiqlik uzatilishi juda katta va radiasion balans qiymatlariga yaqinlashadi. Ular orasidagi farq tuproqda katta bolmagan issiqlik almashinuvining mavjudligi bilan bog'liq.
d) Qit’a subtropik iqlim hududidagi subtropik sahro (Oydin, Turkmanis- toru 9 d-rasm). Bu yerda astronomik omillar bilan belgilanuvchi radiasiya balansining yillik o'zgarishi juda katta. Yozda yaqqol ifodalangan maksi- mum kuzatiladi, qishda radiasiya balansining qiymatlari noldan biroz katta- roq bo'ladi. Yog'inlaming yillik maksimumiga to'g'ri keluvchi (fevral-may) namlanganlik eng katta bo'lgan davrda bug'lanishga eng ko‘p issiqlik sar- flanishi kuzatiladi. Turbulent almashinuvning yillik o'zgarishi radiasiya bal-ansining yillik o'zgarishiga o'xshash va qiymat jihatdan ko‘p farqlanmaydi.
e) Qit’a subarktik iqlimiga ega bo'lgan subarktik hudud (Turuxansk, G‘arbiy Sibir, 9 e-rasm). Bu hududda radiasiya balansining maksimal qiy-matlari quyiroq kengliklardagidan kattaroq. Biroq, radiasiya balansining musbat qiymatlari kuzatiladigan davrning davomiyligi sezilarli kamayadi. Hatto, yilning sovuq davrida (oktyabr-mart) u manfiy qiymatlarga ega bo'ladi. Radiasiya balansining yillik o'zgarishi egri chizig’i qirrali shaklga ega bo'ladi. Bug'lanishga issiqlik sarfining yillik o'zgarish egri chizig'i analogik ko'rinishda bo'ladi..

Фойдаланилган адабиётлар:

• 
  1. Ю.В.Петров, Х.Т.Эгамбердиев.
  
• 
  «Иклимшунослик»
  
• 
  2. «Астрофизика»
  
• 
  3. Интернет маълумотлари.
  

6- Мавзу:Атмосферанинг иссиқлик баланси
Режа:
1. Атмосфера иқлимининг иссиқлик баланси
2.Атмосферада тўшалган сиртнинг иссиқлик баланси.
3.Иссиқлик баланси ташкил этувчиларнинг йиллик ўзгариши.

Atmosferaning issiqlik rejimi asosan uning yerdagi faol yuza va kosmik fazo bilan issiqlik almashinishi bilan aniqlanadi. Atmosfera quyosh radiasiyasini bevosita yutishi natijasida juda kam, aniqrog‘i 0,50 chamasida isiydi. Atmosferaning yuqori qatlamlari quyosh radiasiyasini pastki qatlamlaridan kuchliroq yutadi. Atmosferaning enag pastki qatlami – troposferaning, ayniqsa uning pastki qatlamlari isishining asosiy manbai, ularning yer faol sirtidan olgan issiqligidir. Кunduzi faol yuzaning radiasion balansi musbat bo‘lgan sohalarda, ya’ni faol yuzaga tushuvchi quyosh radiasiyasidir. Atmosfera havosining harorati taqsimotining xarakteri va uning o‘zgarishini havoning issiqlik rejimi deb yuritiladigan oqimlari, faol yuzadan qaytgan va faol yuzaning chiqargan nurlanish oqimlaridan katta bo‘lganida quruqlik yuzasi isiydi. Uning harorati havo haroratidan yuqori bo‘lib qoladi. Shuning uchun issiqlik havoga uzatiladi.

Кechasi esa faol yuza samarali (effektiv) nurlanish sababli havoga nisbatan ko‘proq soviydi. Natijada issiqlik havodan faol yuzaga uzatiladi, oqibatda havoning o‘zi ham soviydi.
Faol yuza bilan atmosfera orasida, shuningdek atmosferaning o‘zida issiqlikning ko‘chishi quyidagi jarayonlar yordamida ro‘y beradi:
Yer sirti, o‘ziga tushgan quyosh nuri energiyasining bir qismini yutib isiydi va yutgan energiyasining bir qismini havoga uzatadi, boshqacha aytganda havo qatlamlari bevosita faol yuzaning issiqlik ta’sirida bo‘ladi. Tushgan quyosh radiasiyasining bir qismini yutgan faol yuza harorati ortadi, natijada unga yondoshgan ustki havo qatlami ham isiydi va bu qatlam o‘z navbatida o‘zidan yuqoridagi qatlamga molekulalarning issiqlik harakati yordamida issiqlik uzatadi. Bu tarzdagi issiqlik uzatish troposfera qatlamlarining ancha qismigacha etib boradi.
Molekulyar issiqlik o‘tkazuvchanlik deb yuritiladigan issiqlik uzatishning bu usuli sababli atmosferaning erga yaqin qatlamlarigina yaxshi isiydi. Havoning issiqlik o‘tkazuvchanlik koeffisientining qiymati juda oz bo‘lganidan atmosferaning yuqori qatlamlari bu usulda juda ham kam isiydi.
Demak, havo ochiq kuni (shamol esmayotganda) er yuzidan balandlik oshgan sari havoning harorati pasayib borishi kerak.
Issiqlik konveksiyasi.
Atmosferaning yuqori qatlamlariga issiqlik uzatishda issiqlik konveksiyasi jarayoni muhim ahamiyatga ega.
Кunduzi yer sirtining barcha qismlari bir xil isimaydi, ya’ni ba’zi erlar ko‘proq isiydi, boshqalari esa kamroq isiydi. Masalan, shudgor (haydalgan er) maydoni bir tomonidan qalin daraxtzor va ikkinchi tomonidan katta suv havzasi bilan chegaralangan bo‘lsin. Кunduzi shudgor suv havzasi va daraxtzordan ko‘p isiydi. Natijada uning ustidagi havo ham qo‘shni maydonlar ustidagi havodan ko‘proq isiydi. Shudgor ustidagi ko‘p isigan havo kengayadi. Кengayayotgan havoning zichligi atmosferadagi sovuqroq (yoki sovuq) havo zichligidan kam bo‘ladi, shuning uchun issiq engil havo tik yo‘nalishda yuqoriga ko‘tariladi. Uning o‘rniga atrofdagi sovuq havo bostirib kiradi. O‘z navbatida u ham isib yuqoriga ko‘tariladi. Tik yo‘nalishda ko‘tarilayotgan issiq havo massalari qancha balandlikka ko‘tarilsa, o‘sha qatlamlardagi havoni isitadi. Jarayon shunday bo‘lib o‘tadiki, issiq havo massalari yuqoriga ko‘tariluvchi oqimni tashkil qilsa, atrofdagi sovuq havo massalari pastga yo‘nalgan sovuq havo oqimini tashkil qiladi. Yuqoriga ko‘tarilgan havo atrofidagi sovuq havoga o‘z issiqligini uzatib soviydi.
Кulay sharoitlarda issiqlik konveksiyasi troposferaning butun qalinligi bo‘ylab tarqalishi mumkin.
Quruqlik ustida issiqlik konveksiyasi kunduzgi soatlarda vujudga keladi, dengiz ustida esa kechasi suv sirtining harorati, unga yondosh-gan (tutashgan) havo haroratidan yuqori bo‘lgan hollarda hosil bo‘ladi
Turbulentlik. Havoning jadal ravishda isishiga sabab bo‘ladigan jarayonlardan yana biri havoning juda ham harakatchanligidan vujudga keladigan turbulentlik jarayonidir. Havo juda kam hollardagina tinch (osoyishta) bo‘ladi, ko‘pincha esa gorizontal yo‘nalishda harakatda ya’ni shamol esadi. Uning uncha katta bo‘lmagan qismlari, hajmlarining harakati tartibsiz xaotik xarakterga ega. Bunday harakatni turbulent aralashish yoki qisqacha turbulentlik deb yuritiladi. Atmosferaning turbulent aralashib ketishi natijasida ancha issiq qatlamlardan sovuq qatlamlarga issiqlik jadal ravishda ko‘chadi.
Havoning yerga tegib turgan eng pastki qatlami bilan yer sirti orasida ishqalanish kuchlari mavjud bo‘lgani uchun eng pastki havo qatlami kamroq tezlik bilan harakatlanadi. Undan yuqoridagi qatlam esa pastki qatlam havosidan tezroq harakatlanadi. Natijada bunday ikki havo qatlami orasida ishqalanish kuchlari hosil bo‘ladi. Bundan tashqari shamolning umumiy oqimida uning ayrim hajmlari turli sabablarga ko‘ra har xil tezlik bilan ko‘chadi. Tezlik katta bo‘lganida shamolning umumiy oqimi ichida turli yo‘nalishlarda, shu jumladan tik yo‘nalishda tarqaluvchi uyurmaviy oqimlar vujudga keladi. Pastki issiq qatlamlardan ko‘tarilayotgan issiq havo oqimlari yuqori qatlamlarning sovuq havosi bilan aralashib ketib ularni ham isitadi.
Havo massalari harakati vaqtida do‘ngliklarni, turlicha to‘siqlar (binolar, daraxtlar va h.k.)ni o‘tishida ham uning ichida yuqoriga yo‘nalgan uyurmalar paydo bo‘ladi. Pastdan ko‘tarilayotgan issiq havo uyurmalari sovuq havo bilan aralashib ularni isitadi.
Natijada turbulentlik vositasida atmosferaning yuqori qatlamlari ham isiydi.
Atmosferada suv bug‘ining kondensasiyasi va sublimasiyasi.
Yer sirtidan troposferaning yuqori qatlamlariga ko‘tarilayotgan suv bug‘lari borgan sari sovib boradi va qandaydir balandlikda to‘yinadi, ya’ni tomchiga aylanadi. Fizika kursidan ma’lumki, suv bug‘ining qaytadan tomchiga aylanish hodisasini kondensasiya hodisasi deyiladi. Suv bug‘ining kondensasiyasida atrofga issiqlik ajraladi va atrofdagi sovuq havoni oz bo‘lsa-da isitadi.
Qattiq jismlarning muz holatiga birdan o’tishiga sublimasiya hodisasi deyiladi. Suv bug‘ining sublimasiyasida ham issiqlik ajraladi va u ham atrofdagi havoning isishiga sarflanadi.
Radiasion issiqlik o‘tkazuvchanlik.
Tuproqdan atmosferaga issiqlik uzatishda yerdagi faol yuzaning uzun to‘lqinli nurlanishi ham ma’lum darajada ahamiyatga ega.
Yerdagi faol yuza nurlanishini atmosferaning pastki qatlamlari yutadi. Bu qatlamlar ozgina isib, uzun to‘lqinli nurlanishi sababli yuqoridagi qatlamlarni isitadi. Tuproq yuzasi soviganida esa radiasion nurlanish oqimi atmosferaning yuqori qatlamlaridan pastga yo‘nalgan bo‘ladi. Quruqlik ustida radiasion nurlanish oqimining pastga yo‘nalishi asosan kechasi ro‘y beradi. Chunki kechasi issiqlik konveksiyasi ro‘y bermaydi, turbulentlik esa juda kuchsiz bo‘ladi.
Tuproq, suv, o‘simlik yoki qorning yupqa qatlami shartli ravishda faol qatlam yoki faol sirt deb ataladi. Unda kelayotgan quyosh va atmosfera nurlanishining yutilishi, uning issiqlikka aylanishi va xususiy nurlanishning shakllanishi sodir bo‘ladi. Faol qatlam issiqlik balansi energiya saqlanish qonunining xususiy holi bo‘lgan issiqlik balansi tenglamasi bilan tavsiflanadi:
R+P+Q+L+V=0 ,
bu erda