Слънчева радиация или йонизиращо лъчение от слънцето. §21. Слънчева радиация

АТМОСФЕРА

атмосфера. Устройство, състав, произход, значение за гражданската защита. Топлинни процеси в атмосферата. Слънчева радиация, нейните видове, географско разпределение и трансформация от земната повърхност.

атмосфера- въздушната обвивка на Земята, задържана от силата на гравитацията и участваща в въртенето на планетата. Силата на гравитацията поддържа атмосферата близо до земната повърхност. Най-голямото налягане и плътност на атмосферата се наблюдават на земната повърхност, докато се издигате нагоре, налягането и плътността намаляват. На височина 18 km налягането намалява 10 пъти, а на 80 km - 75 000 пъти. Долната граница на атмосферата е повърхността на Земята, горната граница условно се приема за височина от 1000-1200 км. Масата на атмосферата е 5,13 х 10 15 тона, като 99% от това количество се съдържа в долния слой до височина 36 км.

Доказателствата за съществуването на високи слоеве на атмосферата са следните:

На височина 22-25 км в атмосферата се намират седефени облаци;

На надморска височина от 80 km се виждат нощни облаци;

На височина около 100-120 км се наблюдава изгаряне на метеорити, т.е. тук атмосферата все още има достатъчна плътност;

На надморска височина около 220 km започва разсейването на светлината от газовете на атмосферата (явлението здрач);

Полярните сияния започват на около 1000-1200 км, това явление се обяснява с йонизацията на въздуха от корпускулярни потоци, идващи от слънцето. Силно разредената атмосфера се простира до надморска височина от 20 000 км, образува земната корона, незабележимо преминавайки в междупланетен газ.

Атмосферата, подобно на планетата като цяло, се върти обратно на часовниковата стрелка от запад на изток. Поради въртене той придобива формата на елипсоид, т.е. Дебелината на атмосферата близо до екватора е по-голяма, отколкото близо до полюсите. Има издатина в посока, обратна на Слънцето, тази "газова опашка" на Земята, рядка като комета, има дължина около 120 хиляди км. Атмосферата е свързана с други геосфери чрез обмен на топлина и влага. Енергията на атмосферните процеси е електромагнитното излъчване на слънцето.

Развитието на атмосферата.Тъй като водородът и хелият са най-разпространените елементи в космоса, те несъмнено са били и част от протопланетарния облак газ и прах, от който е възникнала Земята. Поради много ниската температура на този облак, първата земна атмосфера може да се състои само от водород и хелий, т.к. всички други елементи на материята, от която е съставен облакът, са били в твърдо състояние. Такава атмосфера се наблюдава при планетите гиганти, очевидно поради голямото привличане на планетите и разстоянието от Слънцето те са запазили първичната си атмосфера.

След това последва нагряването на Земята: топлината се генерира от гравитационното свиване на планетата и разпадането на радиоактивни елементи в нея. Земята загуби своята водородно-хелиева атмосфера и създаде своя собствена вторична атмосфера от газовете, изпуснати от нейните дълбини (въглероден диоксид, амоняк, метан, сероводород). Според A.P. Виноградов (1959), в тази атмосфера H 2 O е най-много, следван от CO 2, CO, HCl, HF, H 2 S, N 2, NH 4 Cl и CH 4 (съставът на съвременните вулканични газове е приблизително същият ). В. Соколов (1959) смята, че тук също има H 2 и NH 3. Нямаше кислород и редукционните условия доминираха в атмосферата. Сега подобни атмосфери се наблюдават на Марс и Венера, те са 95% въглероден диоксид.

Следващият етап в развитието на атмосферата беше преходен - от абиогенни към биогенни, от редуциращи условия към окислителни. Основните компоненти на газовата обвивка на Земята са N 2 , CO 2 , CO. Като странични примеси - CH 4, O 2. Кислородът произхожда от водни молекули в горните слоеве на атмосферата под въздействието на ултравиолетовите лъчи на слънцето; той също може да бъде освободен от онези оксиди, от които се състои земната кора, но по-голямата част от него отново се изразходва за окисляването на минералите на земната кора или за окисляването на водорода и неговите съединения в атмосферата.

Последният етап от развитието на азотно-кислородната атмосфера е свързан с появата на живота на Земята и с появата на механизма на фотосинтезата. Съдържанието на кислород - биогенен - ​​започна да се увеличава. Успоредно с това атмосферата почти напълно загуби въглероден диоксид, част от който влезе в огромните находища на въглища и карбонати.

Това е пътят от водородно-хелиевата атмосфера към съвременната, в която азотът и кислородът вече играят основна роля, а аргонът и въглеродният диоксид присъстват като примеси. Съвременният азот също има биогенен произход.

Съставът на атмосферните газове.

атмосферен въздух- механична смес от газове, в която се съдържат прах и вода в суспензия. Чистият и сух въздух на морското равнище е смес от няколко газа, като съотношението между основните съставни газове на атмосферата - азот (обемна концентрация 78,08%) и кислород (20,95%) е постоянно. В допълнение към тях атмосферният въздух съдържа аргон (0,93%) и въглероден диоксид (0,03%). Количеството на другите газове - неон, хелий, метан, криптон, ксенон, водород, йод, въглероден оксид и азотни оксиди - е незначително (по-малко от 0,1%) (таблица).

таблица 2

Газов състав на атмосферата

	кислород
	въглероден двуокис

Във високите слоеве на атмосферата съставът на въздуха се променя под въздействието на силна слънчева радиация, което води до разпадане (дисоциация) на кислородните молекули на атоми. Атомарният кислород е основният компонент на високите слоеве на атмосферата. И накрая, в най-отдалечените слоеве на атмосферата от повърхността на Земята, най-леките газове, водород и хелий, стават основни компоненти. В горните слоеве на атмосферата е открито ново съединение, OH хидроксил. Наличието на това съединение обяснява образуването на водни пари на голяма надморска височина в атмосферата. Тъй като по-голямата част от материята е концентрирана на разстояние 20 km от повърхността на Земята, промените в състава на въздуха с височина не оказват забележимо влияние върху общия състав на атмосферата.

Най-важните компоненти на атмосферата са озонът и въглеродният диоксид. Озонът е триатомен кислород ( ОТНОСНО 3 ), присъстващи в атмосферата от земната повърхност до надморска височина от 70 km. В повърхностните слоеве на въздуха се образува главно под въздействието на атмосферното електричество и в процеса на окисление на органичните вещества, а в по-високите слоеве на атмосферата (стратосферата) - в резултат на действието на ултравиолетовото лъчение на Слънцето на кислородна молекула. По-голямата част от озона е в стратосферата (по тази причина стратосферата често се нарича озоносфера). Слоят с максимална концентрация на озон на височина 20-25 km се нарича озонов екран. Като цяло озоновият слой поглъща около 13% от слънчевата енергия. Намаляването на концентрацията на озон в определени райони се нарича "озонови дупки".

Въглеродният диоксид заедно с водните пари причиняват парниковия ефект на атмосферата. Парников ефект- нагряване на вътрешните слоеве на атмосферата, поради способността на атмосферата да пропуска късовълнова радиация от Слънцето и да не отделя дълговълнова радиация от Земята. Ако в атмосферата имаше двойно повече въглероден диоксид, средната температура на Земята щеше да достигне 18 0 C, сега е 14-15 0 C.

Общото тегло на атмосферните газове е приблизително 4,5·10 15 тона.Така "теглото" на атмосферата на единица площ, или атмосферното налягане, е приблизително 10,3 t/m 2 на морското равнище.

Във въздуха има много прахови частици, чийто диаметър е части от микрона. Те са ядрата на кондензацията. Без тях би било невъзможно образуването на мъгли, облаци и валежи. Праховите частици в атмосферата са свързани с много оптични и атмосферни явления. Начините за навлизане в атмосферата са различни: вулканична пепел, дим от изгаряне на гориво, растителен прашец, микроорганизми. Напоследък промишлени емисии, продукти на радиоактивно разпадане, служат като кондензационни ядра.

Важен компонент на атмосферата е водната пара, количеството й във влажните екваториални гори достига 4%, в полярните райони намалява до 0,2%. Водните пари навлизат в атмосферата поради изпарение от повърхността на почвата и водните тела, както и транспирация на влага от растенията. Водната пара е парников газ и заедно с въглеродния диоксид улавя по-голямата част от дълговълновата радиация на Земята, предпазвайки планетата от охлаждане.

Атмосферата не е перфектен изолатор; има способността да провежда електричество поради действието на йонизатори - ултравиолетова радиация от слънцето, космически лъчи, радиация на радиоактивни вещества. Максималната електрическа проводимост се наблюдава на надморска височина 100-150 км. В резултат на съвместното действие на атмосферните йони и заряда на земната повърхност се създава електрическо поле на атмосферата. По отношение на земната повърхност атмосферата е положително заредена. Разпределете неутросферата– слой с неутрален състав (до 80 km) и йоносферае йонизираният слой.

Структурата на атмосферата.

Има няколко основни слоя на атмосферата. Долната, прилежаща към земната повърхност, се нарича тропосфера(височина 8-10 км на полюсите, 12 км в умерените ширини и 16-18 км над екватора). Температурата на въздуха постепенно намалява с височина - средно с 0,6ºC на всеки 100 m изкачване, което се проявява забележимо не само в планинските райони, но и във високопланинските части на Беларус.

Тропосферата съдържа до 80% от общата въздушна маса, основното количество атмосферни примеси и почти всички водни пари. Именно в тази част на атмосферата на височина 10-12 км се образуват облаци, протичат гръмотевични бури, дъждове и други физически процеси, които формират времето и определят климатичните условия в различни области на нашата планета. Долният слой на тропосферата, който е непосредствено до земната повърхност, се нарича почвен слой.

Влиянието на земната повърхност се простира до приблизително 20 km, а след това въздухът се нагрява директно от Слънцето. По този начин границата на GO, разположена на височина 20-25 km, се определя, наред с други неща, от топлинния ефект на земната повърхност. На тази надморска височина разликите в ширината на температурата на въздуха изчезват и географското зониране е замъглено.

По-горе започва стратосфера, който се простира на височина 50-55 км от повърхността на океана или сушата. Този слой на атмосферата е значително разреден, количеството на кислород и азот намалява, а водородът, хелий и други леки газове се увеличават. Образуваният тук озонов слой поглъща ултравиолетовото лъчение и оказва силно влияние върху топлинните условия на земната повърхност и физическите процеси в тропосферата. В долната част на стратосферата температурата на въздуха е постоянна, тук е изотермичният слой. Започвайки от височина 22 km, температурата на въздуха се повишава, на горната граница на стратосферата достига 0 0 C (повишаването на температурата се обяснява с наличието на озон тук, който абсорбира слънчевата радиация). В стратосферата се наблюдава интензивно хоризонтално движение на въздуха. Скоростта на въздушните потоци достига 300-400 км/ч. Стратосферата съдържа по-малко от 20% от атмосферния въздух.

На надморска височина от 55-80 км е мезосфера(в този слой температурата на въздуха намалява с височина и пада до –80 0 C близо до горната граница), между 80-800 km се намира термосфера, в който преобладават хелий и водород (температурата на въздуха се повишава бързо с надморската височина и достига 1000 0 C на височина 800 km). Мезосферата и термосферата заедно образуват мощен слой, наречен йоносфера(област на заредени частици - йони и електрони).

Най-горната, силно разредена част на атмосферата (от 800 до 1200 km) е екзосфера. Той е доминиран от газове в атомно състояние, температурата се повишава до 2000ºC.

В живота на GO атмосферата е от голямо значение. Атмосферата има благоприятен ефект върху климата на Земята, като я предпазва от прекомерно охлаждане и нагряване. Ежедневните температурни колебания на нашата планета без атмосфера биха достигнали 200ºC: през деня + 100ºC и повече, през нощта -100ºC. В момента средната температура на въздуха в близост до земната повърхност е +14ºC. Атмосферата не позволява на метеори и твърда радиация да достигнат Земята. Без атмосферата нямаше да има звук, полярни сияния, облаци и валежи.

Климатообразуващите процеси са топлообмен, влагообмен и циркулация на атмосферата.

Пренос на топлина в атмосферата.Топлообменът осигурява топлинния режим на атмосферата и зависи от радиационния баланс, т.е. топлинни потоци, идващи към земната повърхност (под формата на лъчиста енергия) и напускащи я (лъчистата енергия, погълната от Земята, се превръща в топлина).

Слънчева радиацияе потокът от електромагнитно лъчение, идващо от Слънцето. На горната граница на атмосферата интензитетът (плътността на потока) на слънчевата радиация е 8,3 J/(cm 2 /min). Количеството топлина, което излъчва 1 cm 2 черна повърхност за 1 минута при перпендикулярно падане на слънчевата светлина, се нарича слънчева константа.

Количеството слънчева радиация, получено от Земята, зависи от:

1. от разстоянието между Земята и Слънцето. Земята е най-близо до Слънцето в началото на януари, най-далече в началото на юли; разликата между тези две разстояния е 5 милиона км, в резултат на което Земята в първия случай получава 3,4% повече, а във втория 3,5% по-малко радиация, отколкото при средното разстояние от Земята до Слънцето (в началото април и началото на октомври);

2. от ъгъла на падане на слънчевите лъчи върху земната повърхност, който от своя страна зависи от географската ширина, височината на слънцето над хоризонта (променя се през деня и сезоните), характера на релефа на земята повърхност;

3. от трансформацията на лъчиста енергия в атмосферата (разсейване, поглъщане, отразяване обратно в световното пространство) и на земната повърхност. Средното албедо на Земята е 43%.

Около 17% от цялата радиация се абсорбира; озон, кислород, азот абсорбират предимно късовълнови ултравиолетови лъчи, водни пари и въглероден диоксид - дълговълнова инфрачервена радиация. Атмосферата разсейва 28% от радиацията; 21% отиват на земната повърхност, 7% отиват в космоса. Тази част от радиацията, която идва на земната повърхност от целия небесен свод, се нарича разсеяна радиация . Същността на разсейването се състои в това, че частицата, поглъщаща електромагнитни вълни, сама се превръща в източник на светлинно излъчване и излъчва същите вълни, които падат върху нея. Молекулите на въздуха са много малки, сравними по размер с дължината на вълната на синята част на спектъра. В чистия въздух преобладава молекулярното разсейване, поради което цветът на небето е син. При прашен въздух цветът на небето става белезникав. Цветът на небето зависи от съдържанието на примеси в атмосферата. С високо съдържание на водна пара, която разсейва червените лъчи, небето придобива червеникав оттенък. Явленията здрач и бели нощи са свързани с разсеяна радиация, т.к След като Слънцето залезе под хоризонта, горните слоеве на атмосферата все още са осветени.

Горната част на облаците отразява около 24% от радиацията. Следователно около 31% от цялата слънчева радиация, навлизаща в горната граница на атмосферата, идва на земната повърхност под формата на поток от лъчи, т.нар. директна радиация . Нарича се сумата от пряка и дифузна радиация (52%) обща радиация. Съотношението между пряката и разсеяната радиация варира в зависимост от облачността, запрашеността на атмосферата и височината на Слънцето. Разпределението на общата слънчева радиация върху земната повърхност е зонално. Най-високата обща слънчева радиация от 840-920 kJ/cm 2 годишно се наблюдава в тропическите ширини на Северното полукълбо, което се обяснява с ниската облачност и високата прозрачност на въздуха. На екватора общата радиация намалява до 580-670 kJ/cm 2 годишно поради високата облачност и намалената прозрачност поради високата влажност. В умерените ширини общата радиация е 330-500 kJ / cm 2 годишно, в полярните ширини - 250 kJ / cm 2 годишно, а в Антарктида, поради голямата надморска височина на континента и ниската влажност на въздуха, тя е леко по-висок.

Общата слънчева радиация, навлизаща в земната повърхност, частично се отразява обратно. Съотношението на отразената радиация към общата, изразено като процент, се нарича албедо. Албедото характеризира отражателната способност на повърхността и зависи от нейния цвят, влажност и други свойства.

Прясно падналият сняг има най-висока отразяваща способност - до 90%. Албедо на пясъци 30-35%, трева - 20%, широколистна гора - 16-27%, иглолистна - 6-19%; сух чернозем има албедо 14%, мокър - 8%. Албедото на Земята като планета се приема равно на 35%.

Поглъщайки радиация, самата Земя се превръща в източник на радиация. Топлинното излъчване на Земята - земна радиация- е дълговълнова, т.к Дължината на вълната зависи от температурата: колкото по-висока е температурата на излъчващото тяло, толкова по-къса е дължината на вълната на излъчваните от него лъчи. Излъчването на земната повърхност нагрява атмосферата и самата тя започва да излъчва радиация в световното пространство ( противорадиация на атмосферата) и към земната повърхност. Противоизлъчването на атмосферата също е дълговълново. В атмосферата се срещат два потока дълговълнова радиация - повърхностна радиация (земна радиация) и атмосферна радиация. Разликата между тях, която определя действителната загуба на топлина от земната повърхност, се нарича ефективна радиация , то е насочено към Космоса, т.к повече земна радиация. Ефективното облъчване е по-голямо през деня и през лятото, т.к. зависи от нагряването на повърхността. Ефективната радиация зависи от влажността на въздуха: колкото повече водни пари или водни капчици има във въздуха, толкова по-малко е радиацията (следователно при облачно време през зимата винаги е по-топло, отколкото при ясно време). Като цяло за Земята ефективната радиация е 190 kJ/cm 2 годишно (най-високата в тропическите пустини е 380, най-ниската в полярните ширини е 85 kJ/cm 2 годишно).

Земята едновременно получава радиация и я отдава. Разликата между полученото и изразходваното лъчение се нарича радиационен баланс, или остатъчна радиация. Пристигането на радиационния баланс на повърхността е общата радиация (Q) и противорадиацията на атмосферата. Консумация - отразена радиация (R k) и земна радиация. Разликата между земната радиация и насрещната радиация на атмосферата - ефективната радиация (E eff) е със знак минус и е част от дебита в радиационния баланс:

R b \u003d Q-E eff -R k

Радиационният баланс е разпределен зонално: той намалява от екватора към полюсите. Най-високият радиационен баланс е характерен за екваториалните ширини и възлиза на 330-420 kJ / cm 2 годишно, в тропическите ширини той намалява до 250-290 kJ / cm 2 годишно (поради увеличаване на ефективната радиация), в умерените ширини радиационният баланс намалява до 210-85 kJ / cm 2 годишно, в полярните ширини стойността му се доближава до нула. Общата особеност на радиационния баланс е, че над океаните на всички географски ширини радиационният баланс е по-висок с 40-85 kJ/cm2, т.к. албедото на водата и ефективната радиация на океана са по-малки.

Входящата част от радиационния баланс на атмосферата (R b) се състои от ефективна радиация (E eff) и погълната слънчева радиация (R p), разходната част се определя от атмосферната радиация, отиваща в космоса (E a):

R b \u003d E eff - E a + R p

Радиационният баланс на атмосферата е отрицателен, а този на повърхността е положителен. Общият радиационен баланс на атмосферата и земната повърхност е нулев, т.е. Земята е в състояние на лъчисто равновесие.

Топлинен баланс е алгебричната сума на топлинните потоци, идващи към земната повърхност под формата на радиационен баланс и напускащи я. Състои се от топлинния баланс на повърхността и атмосферата. Във входящата част на топлинния баланс на земната повърхност е радиационният баланс, в изходящата част - разходът на топлина за изпарение, за нагряване на атмосферата от Земята, за нагряване на почвата. Топлината се използва и за фотосинтеза. Почвообразуване, но тези разходи не надвишават 1%. Трябва да се отбележи, че над океаните повече топлина се изразходва за изпаряване, в тропическите ширини - за нагряване на атмосферата.

В топлинния баланс на атмосферата входящата част е топлината, отделена при кондензацията на водните пари и пренесена от повърхността в атмосферата; скоростта на потока е сумата от отрицателния радиационен баланс. Топлинният баланс на земната повърхност и атмосферата е нулев, т.е. Земята е в състояние на топлинно равновесие.

Топлинен режим на земната повърхност.

Директно от слънчевите лъчи се нагрява земната повърхност и вече от нея - атмосферата. Повърхността, която приема и отдава топлина, се нарича активна повърхност . В температурния режим на повърхността се разграничават дневни и годишни температурни колебания. Денонощните промени на повърхностните температури – промяна на повърхностната температура през деня. Дневният ход на температурите на земната повърхност (суха и лишена от растителност) се характеризира с един максимум около 13:00 часа и един минимум преди изгрев слънце. Максималните дневни температури на земната повърхност могат да достигнат 80 0 C в субтропиците и около 60 0 C в умерените ширини.

Разликата между максималната и минималната дневна повърхностна температура се нарича дневен температурен диапазон. Дневната амплитуда на температурата може да достигне 40 0 ​​​​С през лятото, най-малката амплитуда на дневните температури през зимата - до 10 0 С.

Годишна промяна на повърхностната температура - изменение на средната месечна повърхностна температура през годината, което се дължи на хода на слънчевата радиация и зависи от географската ширина на мястото. В умерените ширини максималните температури на земната повърхност се наблюдават през юли, минималните - през януари; на океана върховете и спадовете закъсняват с месец.

Годишна амплитуда на повърхностните температури равна на разликата между максималните и минималните средномесечни температури; нараства с географската ширина на мястото, което се обяснява с увеличаването на колебанията в големината на слънчевата радиация. Годишната температурна амплитуда достига най-големите си стойности на континентите; много по-малко по океаните и морските брегове. Най-малката годишна амплитуда на температурата се наблюдава в екваториалните ширини (2-3 0), най-голямата - в субарктическите ширини на континентите (повече от 60 0).

Топлинен режим на атмосферата.Атмосферният въздух се нагрява леко от пряка слънчева светлина. защото въздушната обвивка свободно преминава слънчевите лъчи. Атмосферата се нагрява от подлежащата повърхност.Топлината се пренася в атмосферата чрез конвекция, адвекция и кондензация на водни пари. Слоевете въздух, загрети от почвата, стават по-леки и се издигат нагоре, докато по-студеният, следователно по-тежкият въздух се спуска надолу. В резултат на термични конвекциязагряване на високи слоеве въздух. Вторият процес на пренос на топлина е адвекция– хоризонтален пренос на въздух. Ролята на адвекцията е да пренася топлина от ниски към високи географски ширини; през зимния сезон топлината се пренася от океаните към континентите. Кондензация на водни пари- важен процес, който пренася топлина към високите слоеве на атмосферата - при изпаряване се отнема топлина от изпарителната повърхност, а при кондензация в атмосферата тази топлина се отделя.

Температурата намалява с височината. Промяната на температурата на въздуха за единица разстояние се нарича вертикален температурен градиент средно е 0,6 0 на 100 м. В същото време ходът на това намаление в различните слоеве на тропосферата е различен: 0,3-0,4 0 до височина 1,5 km; 0,5-0,6 - между височини 1,5-6 км; 0,65-0,75 - от 6 до 9 км и 0,5-0,2 - от 9 до 12 км. В повърхностния слой (с дебелина 2 m) градиентите, преобразувани на 100 m, са стотици градуси. При издигащия се въздух температурата се променя адиабатично. адиабатен процес - процесът на промяна на температурата на въздуха по време на вертикалното му движение без топлообмен с околната среда (в една маса, без топлообмен с други среди).

Често се наблюдават изключения при описаното вертикално разпределение на температурата. Случва се горните слоеве на въздуха да са по-топли от долните, съседни на земята. Това явление се нарича температурна инверсия (повишаване на температурата с надморска височина) . Най-често инверсията е следствие от силно охлаждане на повърхностния слой въздух, причинено от силно охлаждане на земната повърхност през ясни тихи нощи, предимно през зимата. С пресечен релеф студените въздушни маси бавно се стичат по склоновете и се задържат в котловини, падини и др. Инверсии могат да се образуват и по време на движението на въздушни маси от топли райони към студени, тъй като когато нагрятият въздух тече върху студена подложка, долните му слоеве забележимо се охлаждат (компресионна инверсия).

Дневни и годишни колебания на температурата на въздуха.

Дневният ход на температурата на въздуха се нарича изменението на температурата на въздуха през деня - като цяло отразява хода на температурата на земната повърхност, но моментите на началото на максимумите и минимумите са малко по-късни, максимумът настъпва в 14 часа, минимум след изгрев слънце.

Дневна амплитуда на температурата на въздуха (разликата между максималните и минималните температури на въздуха през деня) е по-висока на сушата, отколкото над океана; намалява при преместване към високи географски ширини (най-голяма в тропическите пустини - до 40 0 ​​​​C) и се увеличава на места с гола почва. Големината на дневната амплитуда на температурата на въздуха е един от показателите за континенталността на климата. В пустините той е много по-голям, отколкото в райони с морски климат.

Годишна промяна на температурата на въздуха (изменение на средната месечна температура през годината) се определя преди всичко от географската ширина на мястото. Годишна амплитуда на температурата на въздуха - разликата между максималните и минималните средни месечни температури.

Географското разпределение на температурата на въздуха е показано с помощта на изотерми - линии, свързващи точки на картата с еднаква температура. Разпределението на температурата на въздуха е зонално, годишните изотерми обикновено имат субширотно простиране и съответстват на годишното разпределение на радиационния баланс.

Средно за годината най-топлият паралел е 10 0 с.ш. с температура 27 0 С е топлинен екватор. През лятото топлинният екватор се измества до 20 0 N, през зимата се приближава до екватора с 5 0 N. Изместването на термичния екватор в SP се обяснява с факта, че в SP площта на сушата, разположена на ниски ширини, е по-голяма от SP и има по-високи температури през годината.

1. Какво се нарича слънчева радиация? В какви единици се измерва? От какво зависи неговата стойност?

Съвкупността от лъчиста енергия, изпратена от Слънцето, се нарича слънчева радиация, обикновено се изразява в калории или джаули на квадратен сантиметър в минута. Слънчевата радиация се разпределя неравномерно върху земята. Зависи:

От плътността и влажността на въздуха – колкото са по-високи, толкова по-малко радиация получава земната повърхност;

От географската ширина на района - количеството радиация се увеличава от полюсите към екватора. Количеството пряка слънчева радиация зависи от дължината на пътя, който слънчевите лъчи изминават през атмосферата. Когато Слънцето е в зенита (ъгълът на падане на лъчите е 90 °), неговите лъчи удрят Земята по най-краткия път и интензивно отдават енергията си на малка площ;

От годишното и дневно движение на Земята - в средните и високите географски ширини притокът на слънчева радиация варира значително според сезона, което е свързано с промяна в обедната височина на Слънцето и продължителността на деня;

От природата на земната повърхност - колкото по-светла е повърхността, толкова повече слънчева светлина отразява.

2. Какви са видовете слънчева радиация?

Има следните видове слънчева радиация: радиацията, достигаща до земната повърхност, се състои от пряка и дифузна. Радиацията, която идва на Земята директно от Слънцето под формата на пряка слънчева светлина в безоблачно небе, се нарича директна. Той носи най-голямо количество топлина и светлина. Ако нашата планета нямаше атмосфера, земната повърхност щеше да получава само пряка радиация. Въпреки това, преминавайки през атмосферата, около една четвърт от слънчевата радиация се разпръсква от газови молекули и примеси, отклонява се от директния път. Някои от тях достигат земната повърхност, образувайки разсеяна слънчева радиация. Благодарение на разсеяната радиация светлината прониква и на места, където не прониква директна слънчева светлина (директна радиация). Това излъчване създава дневна светлина и придава цвят на небето.

3. Защо притокът на слънчева радиация се променя според сезоните на годината?

Русия в по-голямата си част се намира в умерените ширини, разположена между тропика и полярния кръг, в тези ширини слънцето изгрява и залязва всеки ден, но никога в зенита си. Поради факта, че ъгълът на наклона на Земята не се променя по време на цялото й въртене около Слънцето, през различните сезони количеството на постъпващата топлина в умерените ширини е различно и зависи от ъгъла на Слънцето над хоризонта. И така, при географска ширина от 450 max ъгълът на падане на слънчевите лъчи (22 юни) е приблизително 680, а min (22 декември) е приблизително 220. Колкото по-малък е ъгълът на падане на слънчевите лъчи, толкова по-малко топлина те излъчват следователно, има значителни сезонни разлики в получената слънчева радиация през различните сезони на годината: зима, пролет, лято, есен.

4. Защо е необходимо да знаем височината на Слънцето над хоризонта?

Височината на Слънцето над хоризонта определя количеството топлина, идваща към Земята, така че има пряка зависимост между ъгъла на падане на слънчевите лъчи и количеството слънчева радиация, идваща към земната повърхност. От екватора към полюсите като цяло има намаляване на ъгъла на падане на слънчевите лъчи и в резултат на това от екватора към полюсите количеството на слънчевата радиация намалява. По този начин, знаейки височината на Слънцето над хоризонта, можете да разберете количеството топлина, идващо на земната повърхност.

5. Изберете верния отговор. Общото количество радиация, достигащо до повърхността на Земята, се нарича: а) погълната радиация; б) обща слънчева радиация; в) разсеяна радиация.

6. Изберете верния отговор. При движение към екватора количеството на общата слънчева радиация: а) нараства; б) намалява; в) не се променя.

7. Изберете верния отговор. Най-голям показател за отразена радиация има: а) сняг; б) чернозем; в) пясък; г) вода.

8. Мислите ли, че е възможно да получите тен в облачен летен ден?

Общата слънчева радиация се състои от две компоненти: дифузна и директна. В същото време слънчевите лъчи, независимо от тяхната природа, носят ултравиолетови лъчи, които се отразяват на тена.

9. Използвайки картата на фигура 36, определете общата слънчева радиация за десет града в Русия. Какъв извод направихте?

Обща радиация в различни градове на Русия:

Мурманск: 10 kcal/cm2 годишно;

Архангелск: 30 kcal/cm2 годишно;

Москва: 40 kcal/cm2 годишно;

Перм: 40 kcal/cm2 на година;

Казан: 40 kcal/cm2 на година;

Челябинск: 40 kcal/cm2 годишно;

Саратов: 50 kcal/cm2 годишно;

Волгоград: 50 kcal/cm2 годишно;

Астрахан: 50 kcal/cm2 годишно;

Ростов на Дон: повече от 50 kcal/cm2 годишно;

Общата закономерност в разпределението на слънчевата радиация е следната: колкото един обект (град) е по-близо до полюса, толкова по-малко слънчева радиация пада върху него (града).

10. Опишете как се различават сезоните на годината във вашия район (природни условия, живот на хората, техните дейности). През кой сезон от годината животът е най-активен?

Сложният релеф, голямата протяжност от север на юг позволяват да се разграничат 3 зони в района, различаващи се както по релеф, така и по климатични характеристики: планинско-горска, лесостепна и степна. Климатът на планинско-горската зона е прохладен и влажен. Температурният режим варира в зависимост от релефа. Тази зона се характеризира с кратко прохладно лято и дълга снежна зима. Трайна снежна покривка се образува в периода от 25 октомври до 5 ноември и се задържа до края на април, а в някои години снежната покривка се задържа до 10-15 май. Най-студеният месец е януари. Средната температура през зимата е минус 15-16 ° C, абсолютният минимум е 44-48 ° C. Най-топлият месец е юли със средна температура на въздуха плюс 15-17 ° C, абсолютният максимум на температурата на въздуха през лятото в тази област достигна плюс 37-38 ° C. Климатът на горската степна зона е топъл, с доста студени и снежни зими. Средната януарска температура е минус 15,5-17,5 ° C, абсолютната минимална температура на въздуха достигна минус 42-49 ° C. Средната температура на въздуха през юли е плюс 18-19 ° C. Абсолютната максимална температура е плюс 42,0 ° C. Климатът на степната зона е много топло и сухо. Зимата тук е студена, със силни студове, виелици, които се наблюдават в продължение на 40-50 дни, причинявайки силен снеговалеж. Средната януарска температура е минус 17-18° С. При сурови зими минималната температура на въздуха пада до минус 44-46° С.

Земята получава от Слънцето 1,36 * 10v24 cal топлина годишно. В сравнение с това количество енергия, оставащото количество лъчиста енергия, достигаща повърхността на Земята, е незначително. Така лъчистата енергия на звездите е една стомилионна от слънчевата енергия, космическата радиация е две милиардни, вътрешната топлина на Земята на нейната повърхност е равна на една петхилядна от слънчевата топлина.
Радиацията на слънцето - слънчева радиация- е основният източник на енергия за почти всички процеси, протичащи в атмосферата, хидросферата и в горните слоеве на литосферата.
Единицата за измерване на интензитета на слънчевата радиация е броят калории топлина, погълнати от 1 cm2 абсолютно черна повърхност, перпендикулярна на посоката на слънчевите лъчи, за 1 минута (cal/cm2*min).

Потокът от лъчиста енергия от Слънцето, достигащ земната атмосфера, е много постоянен. Неговата интензивност се нарича слънчева константа (Io) и се приема средно за 1,88 kcal/cm2 min.
Стойността на слънчевата константа варира в зависимост от разстоянието на Земята от Слънцето и от слънчевата активност. Колебанията му през годината са 3,4-3,5%.
Ако слънчевите лъчи навсякъде паднаха вертикално върху земната повърхност, тогава при липса на атмосфера и със слънчева константа от 1,88 cal / cm2 * min, всеки квадратен сантиметър от него би получил 1000 kcal годишно. Поради факта, че Земята е сферична, това количество е намалено 4 пъти, а 1 кв. cm получава средно 250 kcal годишно.
Количеството слънчева радиация, получена от повърхността, зависи от ъгъла на падане на лъчите.
Максималното количество радиация се получава от повърхността, перпендикулярна на посоката на слънчевите лъчи, тъй като в този случай цялата енергия се разпределя в зона със сечение, равно на сечението на снопа от лъчи - a. При наклонено падане на един и същи сноп лъчи енергията се разпределя върху голяма площ (сечение c) и единична повърхност получава по-малко количество от нея. Колкото по-малък е ъгълът на падане на лъчите, толкова по-малък е интензитетът на слънчевата радиация.
Зависимостта на интензивността на слънчевата радиация от ъгъла на падане на лъчите се изразява с формулата:

I1 = I0 * sinh,

където I0 е интензитетът на слънчевата радиация при чисто падане на лъчите. Извън атмосферата, слънчевата константа;
I1 - интензитетът на слънчевата радиация, когато слънчевите лъчи падат под ъгъл h.
I1 е толкова пъти по-малко от I0, колкото пъти сечението a е по-малко от сечението b.
Фигура 27 показва, че a / b \u003d sin A.
Ъгълът на падане на слънчевите лъчи (височината на Слънцето) е равен на 90 ° само на ширини от 23 ° 27 "N до 23 ° 27" S. (т.е. между тропиците). На други географски ширини той винаги е по-малък от 90° (Таблица 8). В зависимост от намаляването на ъгъла на падане на лъчите, интензитетът на слънчевата радиация, пристигаща на повърхността на различни географски ширини, също трябва да намалее. Тъй като височината на Слънцето не остава постоянна през цялата година и през деня, количеството слънчева топлина, получено от повърхността, се променя непрекъснато.

Количеството слънчева радиация, получено от повърхността, е пряко свързано с от продължителността на излагането му на слънчева светлина.

В екваториалната зона извън атмосферата количеството слънчева топлина през годината не изпитва големи колебания, докато на високи географски ширини тези колебания са много големи (виж таблица 9). През зимата разликите в пристигането на слънчева топлина между високите и ниските географски ширини са особено значителни. През лятото, при условия на непрекъснато осветление, полярните региони получават максималното количество слънчева топлина на ден на Земята. В деня на лятното слънцестоене в северното полукълбо то е с 36% по-високо от дневното количество топлина на екватора. Но тъй като продължителността на деня на екватора не е 24 часа (както по това време на полюса), а 12 часа, количеството слънчева радиация за единица време на екватора остава най-голямо. Летният максимум на дневната сума на слънчевата топлина, наблюдаван при около 40-50 ° ширина, е свързан с относително дълъг ден (по-голям от този момент с 10-20 ° ширина) на значителна височина на Слънцето. Разликите в количеството топлина, получено от екваториалните и полярните региони, са по-малки през лятото, отколкото през зимата.
Южното полукълбо получава повече топлина през лятото от северното и обратно през зимата (то се влияе от промяната в разстоянието на Земята от Слънцето). И ако повърхността на двете полукълба беше напълно хомогенна, годишните амплитуди на температурните колебания в южното полукълбо биха били по-големи, отколкото в северното.
Слънчевата радиация в атмосферата претърпява количествени и качествени промени.
Дори идеалната, суха и чиста атмосфера абсорбира и разсейва лъчите, намалявайки интензивността на слънчевата радиация. Отслабващият ефект на реалната атмосфера, съдържаща водни пари и твърди примеси, върху слънчевата радиация е много по-голям от идеалния. Атмосферата (кислород, озон, въглероден диоксид, прах и водни пари) абсорбира предимно ултравиолетови и инфрачервени лъчи. Погълнатата от атмосферата лъчиста енергия на Слънцето се превръща в други видове енергия: топлинна, химическа и др. Като цяло абсорбцията отслабва слънчевата радиация със 17-25%.
Молекулите на атмосферните газове разпръскват лъчи със сравнително къси вълни - виолетови, сини. Това обяснява синия цвят на небето. Примесите еднакво разпръскват лъчи с вълни с различна дължина на вълната. Следователно, при значително съдържание на тях, небето придобива белезникав оттенък.
Поради разсейването и отразяването на слънчевите лъчи от атмосферата, в облачни дни се наблюдава дневна светлина, видими са обекти на сянка и се появява явлението здрач.
Колкото по-дълъг е пътят на лъча в атмосферата, толкова по-голяма дебелина трябва да премине и толкова по-значително се отслабва слънчевата радиация. Следователно с издигане влиянието на атмосферата върху радиацията намалява. Дължината на пътя на слънчевата светлина в атмосферата зависи от височината на Слънцето. Ако вземем за единица дължината на пътя на слънчевия лъч в атмосферата при височина на Слънцето 90 ° (m), съотношението между височината на Слънцето и дължината на пътя на лъча в атмосферата ще бъде както е показано в табл. 10.

Общото затихване на радиацията в атмосферата на всяка височина на Слънцето може да се изрази чрез формулата на Bouguer: Im = I0 * pm, където Im е интензитетът на слънчевата радиация близо до земната повърхност, променен в атмосферата; I0 - слънчева константа; m е пътят на лъча в атмосферата; при слънчева височина 90 ° тя е равна на 1 (масата на атмосферата), p е коефициентът на прозрачност (дробно число, показващо каква част от радиацията достига повърхността при m = 1).
При височина на Слънцето 90°, при m=1, интензитетът на слънчевата радиация близо до земната повърхност I1 е p пъти по-малък от Io, т.е. I1=Io*p.
Ако височината на Слънцето е по-малка от 90°, тогава m винаги е по-голямо от 1. Пътят на слънчевия лъч може да се състои от няколко сегмента, всеки от които е равен на 1. Интензитетът на слънчевата радиация на границата между първи (aa1) и втори (a1a2) сегменти I1 очевидно е равен на Io *p, интензитет на излъчване след преминаване на втория сегмент I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 и т.н.

Прозрачността на атмосферата не е постоянна и не е еднаква при различни условия. Съотношението на прозрачността на реалната атмосфера към прозрачността на идеалната атмосфера - коефициентът на мътност - винаги е по-голямо от единица. Зависи от съдържанието на водни пари и прах във въздуха. С увеличаване на географската ширина коефициентът на мътност намалява: на ширини от 0 до 20 ° N. ш. тя е равна на 4,6 средно, на ширини от 40 до 50 ° N. ш. - 3,5, на ширини от 50 до 60 ° N. ш. - 2,8 и на ширини от 60 до 80 ° с.ш. ш. - 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.
Разграничете пряка, дифузна и обща слънчева радиация.
Част от слънчевата радиация, която прониква през атмосферата до земната повърхност, е пряка радиация. Част от радиацията, разпръсната от атмосферата, се превръща в дифузна радиация. Цялата слънчева радиация, навлизаща в земната повърхност, пряка и дифузна, се нарича обща радиация.
Съотношението между пряката и разсеяната радиация варира значително в зависимост от облачността, запрашеността на атмосферата, а също и от височината на Слънцето. При ясно небе делът на разсеяната радиация не надвишава 0,1%; при облачно небе дифузната радиация може да бъде по-голяма от пряката радиация.
На малка надморска височина на Слънцето общата радиация се състои почти изцяло от разсеяна радиация. При слънчева надморска височина 50° и ясно небе фракцията на разсеяната радиация не надвишава 10-20%.
Картите на средните годишни и месечни стойности на общата радиация позволяват да се забележат основните закономерности в нейното географско разпределение. Годишните стойности на общата радиация са разпределени предимно зонално. Най-голямото годишно количество обща радиация на Земята се получава от повърхността в тропическите вътрешни пустини (Източна Сахара и централната част на Арабия). Забележимо намаляване на общата радиация на екватора се дължи на високата влажност на въздуха и високата облачност. В Арктика общата радиация е 60-70 kcal/cm2 годишно; в Антарктида, поради честото повтаряне на ясни дни и по-голямата прозрачност на атмосферата, той е малко по-голям.

През юни северното полукълбо получава най-голямо количество радиация и особено вътрешните тропически и субтропични райони. Количествата слънчева радиация, получени от повърхността в умерените и полярните ширини на северното полукълбо, се различават малко, главно поради дългата продължителност на деня в полярните региони. Зониране в разпределението на общата радиация по-горе. континенти в северното полукълбо и в тропическите ширини на южното полукълбо почти не се изразява. По-добре се проявява в северното полукълбо над океана и е ясно изразено в извънтропичните ширини на южното полукълбо. В южния полярен кръг стойността на общата слънчева радиация се доближава до 0.
През декември най-големи количества радиация навлизат в южното полукълбо. Високо разположената ледена повърхност на Антарктика, с висока прозрачност на въздуха, получава значително повече обща радиация от повърхността на Арктика през юни. В пустините (Калахари, Велика Австралия) има много топлина, но поради по-голямата океаничност на южното полукълбо (влиянието на високата влажност на въздуха и облачността), нейните количества тук са малко по-малко, отколкото през юни на същите географски ширини на северното полукълбо. В екваториалните и тропическите ширини на северното полукълбо общата радиация варира сравнително малко, а зонирането в нейното разпределение е ясно изразено само на север от северния тропик. С увеличаване на географската ширина общата радиация намалява доста бързо, нейната нулева изолиния минава малко на север от Арктическия кръг.
Общата слънчева радиация, падаща върху земната повърхност, частично се отразява обратно в атмосферата. Съотношението на количеството радиация, отразено от повърхността, към количеството радиация, падащо върху тази повърхност, се нарича албедо. Албедото характеризира отражателната способност на повърхността.
Албедото на земната повърхност зависи от нейното състояние и свойства: цвят, влажност, грапавост и др. Прясно падналият сняг има най-висока отразяваща способност (85-95%). Спокойната водна повърхност отразява само 2-5% от слънчевите лъчи, когато пада вертикално, и почти всички лъчи, които падат върху нея (90%), когато слънцето е ниско. Албедо на сух чернозем - 14%, мокър - 8, горски - 10-20, ливадна растителност - 18-30, пясъчна пустинна повърхност - 29-35, повърхност на морски лед - 30-40%.
Голямото албедо на ледената повърхност, особено когато е покрита с пресен сняг (до 95%), е причина за ниските температури в полярните региони през лятото, когато пристигането на слънчева радиация там е значително.
Радиация на земната повърхност и атмосферата.Всяко тяло с температура над абсолютната нула (по-висока от минус 273°) излъчва лъчиста енергия. Общата излъчвателна способност на черното тяло е пропорционална на четвъртата степен на неговата абсолютна температура (T):
E \u003d σ * T4 kcal / cm2 на минута (закон на Стефан-Болцман), където σ е постоянен коефициент.
Колкото по-висока е температурата на излъчващото тяло, толкова по-къса е дължината на вълната на излъчваните nm лъчи. Нажеженото Слънце изпраща в космоса късовълнова радиация. Земната повърхност, поглъщайки късовълнова слънчева радиация, се нагрява и също става източник на радиация (земна радиация). Но, тъй като температурата на земната повърхност не надвишава няколко десетки градуса, нейната дълговълнова радиация, невидима.
Земната радиация се задържа до голяма степен от атмосферата (водна пара, въглероден диоксид, озон), но лъчите с дължина на вълната 9-12 микрона свободно излизат извън атмосферата и следователно Земята губи част от топлината си.
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 земната повърхност, се нарича противоположно излъчване.Тази радиация, подобно на земната, дълга вълна, невидима.
В атмосферата се срещат два потока дълговълнова радиация – радиацията на земната повърхност и радиацията на атмосферата. Разликата между тях, която определя действителната загуба на топлина от земната повърхност, се нарича ефективно излъчване.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 стойността й за сушата и за океана се различава много малко. Най-ниската ефективна радиация в полярните региони. В умерените географски ширини земната повърхност губи около половината от количеството топлина, което получава от поглъщането на общата радиация.
Способността на атмосферата да пропуска късовълновата радиация на Слънцето (директна и дифузна радиация) и да забавя дълговълновата радиация на Земята се нарича парников (парников) ефект. Поради парниковия ефект средната температура на земната повърхност е +16°, при липса на атмосфера би била -22° (38° по-ниска).
Радиационен баланс (остатъчна радиация).Земната повърхност едновременно приема и отдава радиация. Пристигането на радиация е общата слънчева радиация и противорадиацията на атмосферата. Консумация - отразяването на слънчевата светлина от повърхността (албедо) и собственото излъчване на земната повърхност. Разликата между входящата и изходящата радиация е радиационен баланс,или остатъчна радиация.Стойността на радиационния баланс се определя от уравнението

R \u003d Q * (1-α) - I,

където Q е общата слънчева радиация на единица повърхност; α - албедо (фракция); I - ефективно излъчване.
Ако входът е по-голям от изхода, радиационният баланс е положителен; ако входът е по-малък от изхода, балансът е отрицателен. През нощта във всички географски ширини радиационният баланс е отрицателен, през деня до обяд навсякъде е положителен, с изключение на високите географски ширини през зимата; следобед - пак отрицателен. Средно на ден радиационният баланс може да бъде както положителен, така и отрицателен (Таблица 11).


На картата на годишните суми на радиационния баланс на земната повърхност може да се види рязка промяна в положението на изолиниите при преместването им от сушата към океана. По правило радиационният баланс на повърхността на океана надвишава радиационния баланс на сушата (ефектът на албедото и ефективната радиация). Разпределението на радиационния баланс като цяло е зонално. В океана в тропическите ширини годишните стойности на радиационния баланс достигат 140 kcal/cm2 (Арабско море) и не надвишават 30 kcal/cm2 на границата на плаващия лед. Отклоненията от зоналното разпределение на радиационния баланс в океана са незначителни и се дължат на разпределението на облаците.
На сушата в екваториалните и тропическите ширини годишните стойности на радиационния баланс варират от 60 до 90 kcal/cm2 в зависимост от условията на влага. Най-големите годишни суми на радиационния баланс се отбелязват в тези райони, където албедото и ефективната радиация са относително малки (влажни тропически гори, савани). Най-ниската им стойност е в много влажни (голяма облачност) и в много сухи (голяма ефективна радиация) зони. В умерените и високи географски ширини годишната стойност на радиационния баланс намалява с увеличаване на географската ширина (ефект от намаляване на общата радиация).
Годишните суми на радиационния баланс над централните райони на Антарктида са отрицателни (няколко калории на 1 cm2). В Арктика тези стойности са близки до нула.
През юли радиационният баланс на земната повърхност в значителна част от южното полукълбо е отрицателен. Линията на нулев баланс минава между 40 и 50°S. ш. Най-висока стойност на радиационния баланс се достига на повърхността на Океана в тропичните ширини на северното полукълбо и на повърхността на някои вътрешни морета, като Черно море (14-16 kcal/cm2 на месец).
През януари линията на нулевия баланс се намира между 40 и 50° с.ш. ш. (над океаните се издига малко на север, над континентите се спуска на юг). Значителна част от северното полукълбо е с отрицателен радиационен баланс. Най-големите стойности на радиационния баланс са ограничени до тропическите ширини на южното полукълбо.
Средно за годината радиационният баланс на земната повърхност е положителен. В този случай повърхностната температура не се повишава, а остава приблизително постоянна, което може да се обясни само с непрекъснатото потребление на излишна топлина.
Радиационният баланс на атмосферата се състои от погълнатата от нея слънчева и земна радиация, от една страна, и атмосферната радиация, от друга. Той винаги е отрицателен, тъй като атмосферата абсорбира само малка част от слънчевата радиация и излъчва почти толкова, колкото повърхността.
Радиационният баланс на повърхността и атмосферата заедно, като цяло, за цялата Земя за една година е средно равен на нула, но в географските ширини може да бъде както положителен, така и отрицателен.
Последствието от такова разпределение на радиационния баланс трябва да бъде пренасянето на топлина в посока от екватора към полюсите.
Топлинен баланс.Радиационният баланс е най-важният компонент на топлинния баланс. Уравнението на повърхностния топлинен баланс показва как входящата слънчева радиационна енергия се преобразува на земната повърхност:

където R е радиационният баланс; LE - разход на топлина за изпарение (L - латентна топлина на изпарение, E - изпарение);
P - турбулентен топлообмен между повърхността и атмосферата;
А - топлообмен между повърхностните и подлежащите слоеве на почвата или водата.
Радиационният баланс на повърхността се счита за положителен, ако радиацията, погълната от повърхността, надвишава топлинните загуби, и отрицателен, ако не ги попълва. Всички други условия на топлинния баланс се считат за положителни, ако причиняват загуба на топлина от повърхността (ако съответстват на потреблението на топлина). защото. всички членове на уравнението могат да се променят, топлинният баланс постоянно се нарушава и възстановява отново.
Уравнението на топлинния баланс на повърхността, разгледано по-горе, е приблизително, тъй като не взема предвид някои вторични, но при специфични условия фактори, които стават важни, например отделянето на топлина по време на замразяване, нейното потребление за размразяване и др. .
Топлинният баланс на атмосферата се състои от радиационния баланс на атмосферата Ra, топлината, идваща от повърхността, Pa, топлината, отделена в атмосферата при кондензация, LE, и хоризонталния топлообмен (адвекция) Aa. Радиационният баланс на атмосферата винаги е отрицателен. Притокът на топлина в резултат на кондензация на влага и величината на турбулентния топлообмен са положителни. Топлинната адвекция води, средно на година, до нейното прехвърляне от ниски географски ширини към високи географски ширини: по този начин това означава потребление на топлина на ниски географски ширини и пристигане на големи географски ширини. При многогодишно извеждане топлинният баланс на атмосферата може да се изрази с уравнението Ra=Pa+LE.
Топлинният баланс на повърхността и атмосферата заедно като цяло е равен на 0 средно дългосрочно (фиг. 35).

Количеството слънчева радиация, постъпваща в атмосферата за година (250 kcal/cm2), се приема за 100%. Слънчевата радиация, прониквайки в атмосферата, частично се отразява от облаците и се връща извън атмосферата - 38%, частично се абсорбира от атмосферата - 14%, а частично под формата на пряка слънчева радиация достига земната повърхност - 48%. От 48%, които достигат до повърхността, 44% се абсорбират от нея, а 4% се отразяват. Така албедото на Земята е 42% (38+4).
Погълнатата от земната повърхност радиация се изразходва, както следва: 20% се губят чрез ефективна радиация, 18% се изразходват за изпаряване от повърхността, 6% се изразходват за нагряване на въздуха по време на турбулентно пренасяне на топлина (общо 24%). Загубата на топлина от повърхността балансира нейното пристигане. Топлината, получена от атмосферата (14% директно от Слънцето, 24% от земната повърхност), заедно с ефективната радиация на Земята, се насочва към световното пространство. Земното албедо (42%) и радиацията (58%) балансират притока на слънчева радиация към атмосферата.

Слънчева радиация

Слънчева радиация

електромагнитно излъчване от слънцето и в земната атмосфера. Дължините на вълните на слънчевата радиация са концентрирани в диапазона от 0,17 до 4 микрона с макс. при вълна от 0,475 микрона. ДОБРЕ. 48% от енергията на слънчевата радиация се пада на видимата част на спектъра (дължина на вълната от 0,4 до 0,76 микрона), 45% - на инфрачервената (повече от 0,76 микрона) и 7% - на ултравиолетовата (по-малко от 0,4 микрона). µm). Слънчева радиация – осн. енергиен източник на процеси в атмосферата, океана, биосферата и др. Измерва се в единици енергия на единица площ за единица време, напр. W/m². Слънчевата радиация на горната граница на атмосферата при вж. разстоянието на земята от слънцето се нарича слънчева константаи е на прибл. 1382 W/m². Преминавайки през земната атмосфера, слънчевата радиация променя своя интензитет и спектрален състав поради поглъщане и разсейване от частици въздух, газови примеси и аерозол. На повърхността на Земята спектърът на слънчевата радиация е ограничен до 0,29–2,0 µm, като интензитетът е значително намален в зависимост от съдържанието на примеси, надморската височина и облачността. Директната радиация достига до земната повърхност, отслабена при преминаване през атмосферата, както и дифузната, образувана при директно разсейване в атмосферата. Част от пряката слънчева радиация се отразява от земната повърхност и облаците и отива в космоса; разсеяната радиация също частично излиза в космоса. Останалата част от слънчевата радиация в осн. се превръща в топлина, нагрявайки земната повърхност и отчасти въздуха. Слънчевата радиация, така обр., е една от основните. компоненти на радиационния баланс.

География. Съвременна илюстрована енциклопедия. - М.: Росман. Под редакцията на проф. А. П. Горкина. 2006 .

Вижте какво е "слънчева радиация" в други речници:

Електромагнитно и корпускулярно излъчване на Слънцето. Електромагнитното лъчение обхваща диапазона на дължината на вълната от гама лъчение до радиовълни, енергийният му максимум попада във видимата част на спектъра. Корпускулярният компонент на слънчевата ... ... Голям енциклопедичен речник

слънчева радиация- Общият поток от електромагнитно лъчение, излъчвано от Слънцето и удрящо Земята... Географски речник

Този термин има други значения, вижте Радиация (значения). В тази статия липсват връзки към източници на информация. Информацията трябва да може да се провери, в противен случай може да бъде поставена под съмнение ... Wikipedia

Всички процеси на повърхността на земното кълбо, каквито и да са те, имат източник на слънчева енергия. Изучават ли се чисто механични процеси, химични процеси във въздуха, водата, почвата, физиологични процеси или каквото и да е ... ... Енциклопедичен речник F.A. Brockhaus и I.A. Ефрон

Електромагнитно и корпускулярно излъчване на Слънцето. Електромагнитното лъчение обхваща диапазона на дължината на вълната от гама лъчение до радиовълни, енергийният му максимум попада във видимата част на спектъра. Корпускулярният компонент на слънчевата ... ... енциклопедичен речник

слънчева радиация- Saulės spinduliuotė statusas T sritis fizika atitikmenys: англ. слънчева радиация vok. Sonnenstrahlung, е рус. слънчева радиация, n; слънчева радиация, f; слънчева радиация, n pranc. rayonnement solaire, m … Fizikos terminų žodynas

слънчева радиация- Saulės spinduliuotė statusas T sritis ekologija ir aplinkotyra apibrėžtis Saulės atmosferos elektromagnetinė (infraraudonoji 0,76 nm sudaro 45%, matomoji 0,38–0,76 nm – 48%, ultravioletinė 0,38 nm – 7%) šviesos, radio ban gų, gama kvantų ir… … Ekologijos terminų aiskinamasis žodynas

Излъчване на Слънцето с електромагнитна и корпускулярна природа. С. р. основният източник на енергия за повечето процеси, протичащи на Земята. Корпускуларна S. r. се състои главно от протони със скорости от 300 1500 близо до Земята ... ... Велика съветска енциклопедия

електронна поща магн. и корпускулярно излъчване на Слънцето. електронна поща магн. лъчението обхваща диапазона на дължината на вълната от гама лъчение до радиовълни, неговата енергия. Максимумът е във видимата част на спектъра. Корпускулярният компонент на S. p. се състои от гл. обр. от…… Естествени науки. енциклопедичен речник

пряка слънчева радиация- Слънчева радиация, идваща директно от слънчевия диск ... Географски речник

Книги

• Слънчевата радиация и климатът на Земята, Федоров Валерий Михайлович. В книгата са представени резултатите от изследванията на промените в слънчевата светлина на Земята, свързани с небесно-механичните процеси. Анализират се нискочестотни и високочестотни промени в слънчевия климат...

Източници на топлина. Топлинната енергия играе решаваща роля в живота на атмосферата. Основният източник на тази енергия е Слънцето. Що се отнася до топлинното излъчване на Луната, планетите и звездите, то за Земята е толкова незначително, че на практика не може да бъде отчетено. Много повече топлинна енергия се осигурява от вътрешната топлина на Земята. Според изчисленията на геофизиците постоянният приток на топлина от недрата на Земята повишава температурата на земната повърхност с 0,1. Но такъв приток на топлина все още е толкова малък, че не е необходимо да се взема предвид. По този начин само Слънцето може да се счита за единствен източник на топлинна енергия на повърхността на Земята.

Слънчева радиация. Слънцето, което има температура на фотосферата (излъчваща повърхност) около 6000°, излъчва енергия в космоса във всички посоки. Част от тази енергия под формата на огромен сноп от паралелни слънчеви лъчи удря Земята. Слънчевата енергия, която достига до земната повърхност под формата на преки слънчеви лъчи, се нарича пряка слънчева радиация.Но не цялата слънчева радиация, насочена към Земята, достига земната повърхност, тъй като слънчевите лъчи, преминавайки през мощен слой на атмосферата, се абсорбират частично от нея, частично се разсейват от молекули и суспендирани частици въздух, част от тях се отразява от облаци. Частта от слънчевата енергия, която се разсейва в атмосферата, се нарича разсеяна радиация.Разсеяната слънчева радиация се разпространява в атмосферата и достига земната повърхност. Ние възприемаме този тип радиация като равномерна дневна светлина, когато Слънцето е напълно покрито с облаци или току-що е изчезнало зад хоризонта.

Пряката и дифузната слънчева радиация, достигаща до повърхността на Земята, не се поглъща напълно от нея. Част от слънчевата радиация се отразява от земната повърхност обратно в атмосферата и се намира там под формата на поток от лъчи, т.нар. отразена слънчева радиация.

Съставът на слънчевата радиация е много сложен, което е свързано с много висока температура на излъчващата повърхност на Слънцето. Условно, според дължината на вълната, спектърът на слънчевата радиация се разделя на три части: ултравиолетова (η<0,4<μ видимую глазом (η от 0,4μ до 0,76μ) и инфрачервен (η >0,76μ). В допълнение към температурата на слънчевата фотосфера, съставът на слънчевата радиация в близост до земната повърхност се влияе и от поглъщането и разсейването на част от слънчевите лъчи при преминаването им през въздушната обвивка на Земята. В тази връзка съставът на слънчевата радиация на горната граница на атмосферата и близо до земната повърхност ще бъде различен. Въз основа на теоретични изчисления и наблюдения е установено, че на границата на атмосферата ултравиолетовото лъчение представлява 5%, видимите лъчи - 52% и инфрачервените - 43%. На земната повърхност (при височина на слънцето 40 °) ултравиолетовите лъчи съставляват само 1%, видимите - 40%, а инфрачервените - 59%.

Интензивност на слънчевата радиация. Под интензивност на пряката слънчева радиация разбирайте количеството топлина в калории, получено за 1 минута. от лъчистата енергия на Слънцето от повърхността в 1 cm 2,поставени перпендикулярно на слънцето.

За измерване на интензитета на пряката слънчева радиация се използват специални уреди - актинометри и пирхелиометри; количеството на разсеяната радиация се определя с пиранометър. Автоматичното отчитане на продължителността на действието на слънчевата радиация се извършва от актинографи и хелиографи. Спектралната интензивност на слънчевата радиация се определя със спектробологограф.

На границата на атмосферата, където са изключени поглъщащите и разсейващите ефекти на въздушната обвивка на Земята, интензитетът на пряката слънчева радиация е приблизително 2 изпражненияза 1 cm 2повърхности за 1 мин. Тази стойност се нарича слънчева константа.Интензитетът на слънчевата радиация във 2 изпражненияза 1 cm 2за 1 мин. дава толкова голямо количество топлина през годината, че би било достатъчно да разтопи слой лед 35 мдебел, ако такъв слой покриваше цялата земна повърхност.

Многобройни измервания на интензитета на слънчевата радиация дават основание да се смята, че количеството слънчева енергия, достигаща до горната граница на земната атмосфера, изпитва колебания в размер на няколко процента. Трептенията са периодични и непериодични, очевидно свързани с процесите, протичащи на самото Слънце.

Освен това през годината настъпва известна промяна в интензивността на слънчевата радиация поради факта, че Земята в годишното си въртене не се движи в кръг, а в елипса, в един от фокусите на която е Слънцето. В тази връзка разстоянието от Земята до Слънцето се променя и следователно има колебания в интензитета на слънчевата радиация. Най-голяма интензивност се наблюдава около 3 януари, когато Земята е най-близо до Слънцето, а най-малка около 5 юли, когато Земята е на максимално разстояние от Слънцето.

Поради тази причина флуктуацията в интензитета на слънчевата радиация е много малка и може да представлява само теоретичен интерес. (Количеството енергия на максимално разстояние е свързано с количеството енергия на минимално разстояние, като 100:107, т.е. разликата е напълно незначителна.)

Условия за облъчване на повърхността на земното кълбо. Вече самата сферична форма на Земята води до факта, че лъчистата енергия на Слънцето се разпределя много неравномерно върху земната повърхност. И така, в дните на пролетното и есенното равноденствие (21 март и 23 септември), само на екватора по обяд, ъгълът на падане на лъчите ще бъде 90 ° (фиг. 30), а когато се приближи до полюсите, тя ще намалее от 90 на 0 °. По този начин,

ако на екватора количеството получена радиация се приеме за 1, тогава на 60-ия паралел ще бъде изразено като 0,5, а на полюса ще бъде равно на 0.

Освен това земното кълбо има дневно и годишно движение, а земната ос е наклонена към равнината на орбитата с 66 °.5. Поради този наклон между равнината на екватора и равнината на орбитата се образува ъгъл от 23 ° 30 g. Това обстоятелство води до факта, че ъглите на падане на слънчевите лъчи за същите географски ширини ще варират в рамките на 47 ° (23,5 + 23,5) .

В зависимост от времето на годината се променя не само ъгълът на падане на лъчите, но и продължителността на осветяването. Ако в тропическите страни по всяко време на годината продължителността на деня и нощта е приблизително еднаква, то в полярните страни, напротив, тя е много различна. Например на 70° с.ш. ш. през лятото Слънцето не залязва в продължение на 65 дни, на 80 ° с.ш. ш.- 134, а на полюса -186. Поради това на Северния полюс радиацията в деня на лятното слънцестоене (22 юни) е с 36% повече, отколкото на екватора. Що се отнася до цялото лятно полугодие, общото количество топлина и светлина, получено от полюса, е само със 17% по-малко, отколкото на екватора. Така през лятото в полярните страни продължителността на осветеността до голяма степен компенсира липсата на радиация, което е следствие от малкия ъгъл на падане на лъчите. През зимната половина на годината картината е напълно различна: количеството радиация на същия северен полюс ще бъде 0. В резултат на това средното количество радиация на полюса е 2,4 пъти по-малко, отколкото на екватора. От всичко казано следва, че количеството слънчева енергия, което Земята получава чрез излъчване, се определя от ъгъла на падане на лъчите и продължителността на облъчване.

При липса на атмосфера на различни географски ширини, земната повърхност би получила следното количество топлина на ден, изразено в калории на 1 cm 2(виж таблицата на страница 92).

Разпределението на радиацията върху земната повърхност, дадено в таблицата, обикновено се нарича слънчев климат.Повтаряме, че такова разпределение на радиацията имаме само на горната граница на атмосферата.

Отслабване на слънчевата радиация в атмосферата. Досега говорихме за условията за разпространение на слънчевата топлина върху земната повърхност, без да отчитаме атмосферата. Междувременно атмосферата в този случай е от голямо значение. Слънчевата радиация, преминавайки през атмосферата, изпитва дисперсия и, освен това, абсорбция. И двата процеса заедно намаляват до голяма степен слънчевата радиация.

Слънчевите лъчи, преминавайки през атмосферата, първо изпитват разсейване (дифузия). Разсейването се създава от факта, че светлинните лъчи, пречупващи се и отразяващи се от въздушните молекули и частици от твърди и течни тела във въздуха, се отклоняват от директния път Да сенаистина "разпръснат".

Разсейването значително отслабва слънчевата радиация. С увеличаване на количеството на водните пари и особено на праховите частици дисперсността се увеличава и излъчването отслабва. В големите градове и пустинните райони, където съдържанието на прах във въздуха е най-голямо, разсейването отслабва силата на радиацията с 30-45%. Благодарение на разсейването се получава дневната светлина, която осветява обектите, дори слънчевите лъчи да не падат директно върху тях. Разсейването определя самия цвят на небето.

Нека сега се спрем на способността на атмосферата да абсорбира лъчистата енергия на Слънцето. Основните газове, които изграждат атмосферата, поглъщат относително много малко лъчиста енергия. Примесите (водна пара, озон, въглероден диоксид и прах), напротив, се отличават с висока абсорбционна способност.

В тропосферата най-значимата примес е водната пара. Те абсорбират особено силно инфрачервени (дълги вълни), т.е. предимно топлинни лъчи. И колкото повече водни пари в атмосферата, толкова естествено повече и. абсорбция. Количеството водна пара в атмосферата е обект на големи промени. В естествени условия тя варира от 0,01 до 4% (по обем).

Озонът е много абсорбиращ. Значителен примес на озон, както вече беше споменато, е в долните слоеве на стратосферата (над тропопаузата). Озонът абсорбира почти напълно ултравиолетовите (късовълнови) лъчи.

Въглеродният диоксид също е много абсорбиращ. Той абсорбира предимно дълговълнови, т.е. предимно топлинни лъчи.

Прахът във въздуха също абсорбира част от слънчевата радиация. Нагрявайки се под действието на слънчева светлина, той може значително да повиши температурата на въздуха.

От общото количество слънчева енергия, идваща на Земята, атмосферата поглъща само около 15%.

Отслабването на слънчевата радиация чрез разсейване и поглъщане от атмосферата е много различно за различните географски ширини на Земята. Тази разлика зависи преди всичко от ъгъла на падане на лъчите. В зенитното положение на Слънцето лъчите, падащи вертикално, пресичат атмосферата по най-късия път. С намаляването на ъгъла на падане пътят на лъчите се удължава и отслабването на слънчевата радиация става по-значително. Последното се вижда ясно от чертежа (фиг. 31) и приложената таблица (в таблицата пътят на слънчевия лъч в зенитното положение на Слънцето е взет за единица).

В зависимост от ъгъла на падане на лъчите се променя не само броят на лъчите, но и тяхното качество. През периода, когато Слънцето е в своя зенит (над главата), ултравиолетовите лъчи представляват 4%,

видима - 44% и инфрачервена - 52%. При позицията на Слънцето изобщо няма ултравиолетови лъчи на хоризонта, видими 28% и инфрачервени 72%.

Сложността на влиянието на атмосферата върху слънчевата радиация се утежнява от факта, че нейният капацитет на предаване варира значително в зависимост от времето на годината и метеорологичните условия. Така че, ако небето остава безоблачно през цялото време, тогава годишният ход на притока на слънчева радиация на различни географски ширини може да бъде графично изразен по следния начин (фиг. 32) От чертежа ясно се вижда, че при безоблачно небе в Москва през Слънчевата радиация през май, юни и юли ще произведе повече, отколкото на екватора. По подобен начин през втората половина на май, през юни и първата половина на юли ще се генерира повече топлина на Северния полюс, отколкото на екватора и в Москва. Повтаряме, че така би било и при безоблачно небе. Но всъщност това не работи, тъй като облачността значително отслабва слънчевата радиация. Нека дадем пример, показан на графиката (фиг. 33). Графиката показва колко слънчева радиация не достига до повърхността на Земята: значителна част от нея се задържа от атмосферата и облаците.

Все пак трябва да се каже, че топлината, погълната от облаците, отчасти отива за затопляне на атмосферата и отчасти индиректно достига до земната повърхност.

Дневният и годишен ход на интензивността на солнощно излъчване. Интензитетът на пряката слънчева радиация в близост до земната повърхност зависи от височината на Слънцето над хоризонта и от състоянието на атмосферата (от нейната запрашеност). Ако. прозрачността на атмосферата през деня е била постоянна, тогава максималната интензивност на слънчевата радиация ще се наблюдава по обяд, а минималната - при изгрев и залез. В този случай графиката на хода на дневния интензитет на слънчевата радиация би била симетрична спрямо половин ден.

Съдържанието на прах, водни пари и други примеси в атмосферата непрекъснато се променя. В тази връзка се променя прозрачността на въздуха и се нарушава симетрията на графиката на хода на интензитета на слънчевата радиация. Често, особено през лятото, в обедните часове, когато земната повърхност се нагрява интензивно, възникват мощни възходящи въздушни течения и се увеличава количеството на водните пари и прах в атмосферата. Това води до значително намаляване на слънчевата радиация по обяд; максималната интензивност на радиация в този случай се наблюдава в предиобедните или следобедните часове. Годишният ход на интензивността на слънчевата радиация е свързан и с промените във височината на Слънцето над хоризонта през годината и със състоянието на прозрачността на атмосферата през различните сезони. В страните от северното полукълбо най-голямата височина на Слънцето над хоризонта е през месец юни. Но в същото време се наблюдава и най-голямата запрашеност на атмосферата. Следователно максималната интензивност обикновено се проявява не в средата на лятото, а през пролетните месеци, когато Слънцето се издига доста високо * над хоризонта и атмосферата след зимата остава относително чиста. За да илюстрираме годишния ход на интензивността на слънчевата радиация в северното полукълбо, представяме данни за средните месечни обедни стойности на интензивността на радиацията в Павловск.

Количеството топлина от слънчевата радиация. Повърхността на Земята през деня непрекъснато получава топлина от пряка и дифузна слънчева радиация или само от дифузна радиация (при облачно време). Денонощната стойност на топлината се определя въз основа на актинометрични наблюдения: като се отчита количеството пряка и дифузна радиация, постъпила на земната повърхност. След като се определи количеството топлина за всеки ден, се изчислява и количеството топлина, получено от земната повърхност на месец или на година.

Дневното количество топлина, получено от земната повърхност от слънчевата радиация, зависи от интензивността на радиацията и от продължителността на нейното действие през деня. В тази връзка минималният приток на топлина се наблюдава през зимата, а максималният през лятото. При географското разпределение на общата радиация по земното кълбо се наблюдава нейното нарастване с намаляване на географската ширина на района. Тази позиция се потвърждава от следната таблица.

Ролята на пряката и дифузната радиация в годишното количество топлина, получена от земната повърхност на различните географски ширини на земното кълбо, не е еднаква. Във високите географски ширини дифузната радиация преобладава в годишната топлинна сума. С намаляване на географската ширина преобладаващата стойност преминава към пряка слънчева радиация. Така например в залива Тихая дифузната слънчева радиация осигурява 70% от годишното количество топлина, а пряката радиация само 30%. В Ташкент, напротив, пряката слънчева радиация дава 70%, дифузната само 30%.

Отразителната способност на Земята. Албедо. Както вече споменахме, повърхността на Земята поглъща само част от слънчевата енергия, постъпваща към нея под формата на пряка и дифузна радиация. Другата част се отразява в атмосферата. Съотношението на количеството слънчева радиация, отразено от дадена повърхност, към количеството на лъчистия енергиен поток, падащ върху тази повърхност, се нарича албедо. Албедото се изразява в проценти и характеризира отразяващата способност на даден участък от повърхността.

Албедото зависи от естеството на повърхността (свойства на почвата, наличие на сняг, растителност, вода и др.) и от ъгъла на падане на слънчевите лъчи върху земната повърхност. Така например, ако лъчите падат върху земната повърхност под ъгъл от 45 °, тогава:

От горните примери може да се види, че отразяващата способност на различните обекти не е еднаква. Най-близо е до сняг и най-малко до вода. Но примерите, които взехме, се отнасят само за онези случаи, когато височината на Слънцето над хоризонта е 45°. С намаляването на този ъгъл коефициентът на отражение се увеличава. Така например при височина на слънцето 90 ° водата отразява само 2%, при 50 ° - 4%, при 20 ° -12%, при 5 ° - 35-70% (в зависимост от състоянието на водна повърхност).

Средно при безоблачно небе повърхността на земното кълбо отразява 8% от слънчевата радиация. Освен това 9% отразява атмосферата. Така земното кълбо като цяло с безоблачно небе отразява 17% от лъчистата енергия на Слънцето, падаща върху него. Ако небето е покрито с облаци, тогава 78% от радиацията се отразява от тях. Ако вземем природни условия, базирани на съотношението между безоблачно небе и небе, покрито с облаци, което се наблюдава в действителност, тогава отражателната способност на Земята като цяло е 43%.

Земна и атмосферна радиация. Земята, получавайки слънчева енергия, се нагрява и самата тя се превръща в източник на топлинно излъчване в световното пространство. Лъчите, излъчвани от земната повърхност обаче, рязко се различават от слънчевите лъчи. Земята излъчва само дълговълнови (λ 8-14 μ) невидими инфрачервени (топлинни) лъчи. Енергията, излъчвана от земната повърхност, се нарича земна радиация.Възниква земна радиация и. ден и нощ. Интензивността на излъчването е толкова по-голяма, колкото по-висока е температурата на излъчващото тяло. Земната радиация се определя в същите единици като слънчевата радиация, т.е. в калории от 1 cm 2повърхности за 1 мин. Наблюденията показват, че величината на земната радиация е малка. Обикновено достига 15-18 стотни от калориите. Но, действайки непрекъснато, той може да даде значителен топлинен ефект.

Най-силно земно излъчване се получава при безоблачно небе и добра прозрачност на атмосферата. Облачността (особено ниската облачност) значително намалява земната радиация и често я свежда до нула. Тук можем да кажем, че атмосферата, заедно с облаците, е добро "одеяло", което предпазва Земята от прекомерно охлаждане. Части от атмосферата, като области от земната повърхност, излъчват енергия според температурата си. Тази енергия се нарича атмосферна радиация.Интензивността на атмосферната радиация зависи от температурата на излъчващата част от атмосферата, както и от количеството водна пара и въглероден диоксид, съдържащи се във въздуха. Атмосферната радиация принадлежи към групата на дългите вълни. Разпространява се в атмосферата във всички посоки; част от него достига земната повърхност и се поглъща от нея, другата част отива в междупланетното пространство.

ОТНОСНО приходи и разходи на слънчева енергия на Земята. Земната повърхност, от една страна, приема слънчевата енергия под формата на пряка и дифузна радиация, а от друга страна, губи част от тази енергия под формата на земна радиация. В резултат на пристигането и потреблението на слънчева "енергия се получава някакъв резултат. В някои случаи този резултат може да бъде положителен, в други отрицателен. Нека дадем примери и за двете.

8 януари. Денят е безоблачен. За 1 cm 2земната повърхност получава на ден 20 изпражненияпряка слънчева радиация и 12 изпражненияразсеяна радиация; общо, така получени 32 кал.През същото време, поради радиация 1 см?изгубена земна повърхност 202 кал.В резултат, на езика на счетоводството, има загуба от 170 изпражнения(отрицателно салдо).

6 юли Небето е почти безоблачно. 630 получени от пряка слънчева радиация кал,от разсеяна радиация 46 кал.Общо, следователно, земната повърхност получи 1 cm 2 676 кал. 173 загубени от земната радиация кал.В балансовата печалба на 503 изпражнения(положителен баланс).

От горните примери, освен всичко друго, е съвсем ясно защо в умерените ширини е студено през зимата и топло през лятото.

Използването на слънчевата радиация за технически и битови цели. Слънчевата радиация е неизчерпаем естествен източник на енергия. За величината на слънчевата енергия на Земята може да се съди по следния пример: ако например използваме топлината на слънчевата радиация, която пада само върху 1/10 от площта на СССР, тогава можем да получим енергия, равна към работата на 30 хиляди Dneproges.

Хората отдавна се стремят да използват безплатната енергия на слънчевата радиация за своите нужди. Към днешна дата са създадени много различни слънчеви инсталации, които работят на базата на слънчева радиация и се използват широко в промишлеността и за задоволяване на битовите нужди на населението. В южните райони на СССР слънчевите бойлери, бойлери, инсталации за обезсоляване на солена вода, слънчеви сушилни (за сушене на плодове), кухни, бани, оранжерии и апарати за медицински цели работят въз основа на широкото използване на слънчева радиация в промишленост и обществени услуги. Слънчевата радиация се използва широко в курортите за лечение и укрепване на здравето на хората.